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Geografía Física

120º

lSOº

180°

lSOº

120º

60º

SOº

40º

30º

10º Oº 10º 20º

30º

40º

SOº

1

o o o ce

Bajo el nivel del mar

o o O

00000 00 00 NV\ ll"IN

o o 0

¿

o o o N

o V\

¿

1:! o .o o ºº
o o l/"\

Sobre el nivel del mar

EL RELIEVE DE LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

40°

Los mapas de las áreas continentales y de los fondos marinos (arriba e izquierda) están basados en la proyección Mercator. El relieve está repre­ sentado por un sombreado plástico con iluminación de un sol simulado desde el oeste a una altura de

20'

sobre el horizonte. Las zonas elevadas o

deprimidas, marcadas en metros en la escala de color están representadas

30°

variando el matiz de los colores. Las imágenes hemisféricas (derecha) utilizan el mismo sistema de colores. Estos mapas están· realizados a partir de datos digitales obtenidos cada

5'

de latitud y longitud, representando la mejor información disponible de

20°

las siguientes fuentes: Estados Unidos, América Central, Sur de Canadá, Europa Occidental, Japón: US. Defense Mapping Agency. Australia, Nueva Zelanda: Branc/J of

10º

Mineral Resources CS!RO (Australia), Department of Scientific and In­ dustria! Research (Nueva Zelanda.) Resto de las masas terrestres del mundo: Fleet Numerical Oceanography Center (US. Na11y) from 10minute grid Áreas oce;ínicas: US. Naual Oceanographic Ojfice_



Imágenes digitales por Dr. Peter W. Sloss, NOAA-National Geophysical

10°

Data Center, Boulder, Coloradci,.con el equipo de procesamienro de datos

del National Snow y del Ice Data Center, Boulder, Colorado, 1986. Los datos utilizados para producir estas imágenes están disponibles en el

90°

60°

National Geophysical Data Cenrer, Código E/GC, Colorado,

80303-3328

325 Broadway,

Boulder,

90º

60º

30º



30°

60º

90º 70º

60º

50°

40º

30º

20º

10º Oº 10º

20º

30º

40º

50°

Imágenes hemisféricas

Geografía Física

Artbur N. Strabler Alan H. Strabler

EDICIONES OMEGA, S.A. Plató, 26 - 08006 Barcelona

/.a

ed ic ió n original de est :.1 obra ha siclo publicada en inglés por la editorial

Jolrn Wilev &

Sons,

!ne., con el título

MODENN P/JYS!CAL GEOGNAPH\.

Trauucido de la

3."

edición americana por

Marta Barrutia ) Pece Sunyer '

Uce11ciados e11 Gp()gra(ia e Historia

1-'otogra/fa de la cubierta: 1magen del Lansat ele una p a rt e del Sis1e111a del Rift Val ley de África Oriental. Aquí se muestra el Rift Grego1·y en el sur de Kenia. En el fondo del valle .se encuentra el Lago Naivasha (arriba. en negro) y el cr::íter

l.ongon o1 . Para 1rnís 2 188-07055, 29 de julio de 1975.

del volc:ln

detalles véase la Límina

E.2.

(NASA

l'HTS

Reproducida con permiso del FOSAT )

A lo largo del libro, l:ts ilu.straciones en las que se indic:t

A p ar tir del 111a/Ja hase l lomolosine

de Coocfr han utilizado el 1n;ipa base ele Goode nº 201 HC World

con

copyrig ht

de la Llniversicbd ele Ch ict go. Usado con el permiso del Departa­

mento de Geogralú ele la l 'niver.siclad de Chicago.

l'ri111l!ra r!'i111/Jresió11 marzo

/'J'J4

Quedan rigurosa111e11Le prohibidas. sin

b

autor izació n

escrit:.i ele

los titulares

del "Copvright .. , bajo las sanciones establecidas en las leyes, la reproducción LOtal o parcial de esta obra por cualquier medio o procedimienLO, compren di­

dos la reprografía

y

e l tratamiento infor má tico ,

y

la distribución de ejemplares

de ella mediante alquiler o préstamo públicos, así como la exporta ció n e importación de esos ejempl ares para su distribución en venta, fuera del ámbiLO de la Comunidad Económica Europea.

© 1978, 1983, 1987 John Wiley & Sons ,

!ne.

y para la edición espaí'iola

© 1989 E diciones

Omega,

S.A.,

Barcelona

ISBN 8-l-282-0847·6

Depósiw Legal. B. 5237·199-J Pr inte d in Spain Li ber graf. S.f.. Con stituci ó , 19

·

08014 Barcelona

Los autores

ARTHUR N. STRAHLER (n.

1918)

recibió su graduación B.A. en

1938

en el College of Wooster, Ohio, y su doctorado en Geología (Ph.D.) en la Universidad de Columbia en

1944.

Es miembro de la Geological

Society of America y de la Association of American Geographers. Fue

1941 impartiendo 1958 a 1967, y como desde 1959 a 1962. Es autor

elegido profesor de la Universidad de Columbia en sus clases como profesor de Geomorfología desde catedrático del Departamento de Geología

de una gran cantidad de manuales de geografía física, ciencias del medio ambiente y ciencias de la tierra.

1943) 1969 por

1964

ALAN H. STRAHLER (n.

recibió su graduación B.A. en

doctorado (Ph.D.) en

el Department of Geography and Envi­

y su

ronmental Engineering de la Universidad Johns Hopkins. Las publica­ ciones de sus investigaciones tratan temas sobre fitogeografía, ecología forestal, métodos cuantitativos y percepción remota. Es profesor y cate­ drático del Department of Geology and Geography en el Hunter Colle­ ge de la Ciudad Universitaria de Nueva York. Es coautor de diferentes manuales sobre geografía física y ciencias del medio ambiente.

VD

Prólogo a la edición espanola

Los geógrafos españoles y de Latinoamérica nos había­

del texto, extenso y con gran cantidad de información y

mos acostumbrado durante los últimos catorce años a la lectura y consulta periódica del manual

Geografía Física,

ejemplos, resulta agradable y de fácil comprensión gra­ cias a los mapas, diagramas, cuadros y fotografías. Las

año en que se publicó la

figuras no solamente acompañan y complementan al tex­

de A.N. Strahler. Desde

1974,

primera versión castellana, Ediciones Omega ha ofrecido

to, con su escala y lenguaje propios, sino que lo hacen

un servicio muy útil a todos los interesados por las cien­

más vivo y próximo al lector. A todo ello hay que añadir

cias de la tierra, especialmente los geógrafos. La

la excelente compaginación, con frecuentes encabeza­

fía Física

Geogra­

de A.N. Strahler se convirtió en un manual

clásico para los estudiantes universitarios por la cantidad de información, su clara estructuración y la abundancia de elementos gráficos.

Physical Geography,

Quienes estudien geografía física con el libro de A.N. y A.H. Strahler tendrán la suerte de disponer de un manual

Ahora Ediciones Omega nos complace con la publica­ ción de la versión castellana de la

mientos. En fin, un manual denso y rico en información, pero de lectura y consulta cómodas.

3.'

edición de

Modern

de A.N. Strahler y A.H. Strahler, y

editada por John Wiley & Sons en

1987.

completo del medio físico. Los temas son tratados con gran profundidad, seguramente mucho más de lo que suele alcanzarse en un curso universitario de geografía

Se trata de un

física general. No creemos exagerado si afirmamos que es

extenso manual de geografía física, que no dudamos será

un útil manual en los cursos de climatología y geomorfo­

el libro de referencia para los estudiosos de las ciencias

logía. El extenso glosario es una muestra de la amplitud

de la tierra, en particular para los geógrafos, incluso para

temática del libro y del esfuerzo que han realizado los

aquellos más interesados en temas de geografía humana.

autores en la confección y redacción de este libro de gran

Deseamos destacar dos aspectos principales de esta

interés didáctico.

excelente obra. Por una parte, la perspectiva dinámica y

Los profesionales en geografía física debemos felici­

global con que los autores tratan los diferentes conteni­

tarnos por la aparición de esta excelente obra en len­

dos. A.N. y A.H. Strahler han concebido una extensa obra

gua castellana. De ella aprenderemos mucho los que ya

dividida en

hace años estamos trabajando. Los estudiantes ya dispo­

26

capítulos. En cada uno de ellos se trata

sectorialmente una parte o un aspecto del amplio campo

nen de un manual completo, moderno y de estudio cómo­

de la geografía física. En ningún momento olvidan la

do. Los mapas, los diagramas y los cuadros estadísticos

interrelación entre los distintos procesos y fenómenos

deben ser la base de discusión, reflexión y ejercicios

estudiados. El lector se encuentra invitado constante­

prácticos, elementos esenciales en el aprendizaje de las

mente a considerar el medio físico como una realidad

ciencias.

global e integrada. Por otra parte, el libro contiene un soporte gráfico muy

Josep M.ª PANAREDA CLOPÉS

destacado. Incluso nos atrevemos a decir que el libro no

Profesor Titular de Geografía Física.

sería el mismo sin la ilustración. La lectura y el estudio

Universidad de Barcelona.

vm

Prólogo

Esta tercera edición de la

Geografía Física

refleja las

texto. (El Apéndice III, "Lectura de mapas" permanece

necesidades predominantes en un curso de introduc­

intacto.) Se ha añadido una sección de ilustraciones so­

ción a la geografía física de un semestre de duración.

bre los principios de la percepción remota en el capítulo

Manteniendo el nivel de calidad de ediciones preceden­

4.

tes, hemos buscado un texto que se relacione mejor con

desarrollo de la teledetección como un instrumento de

Esta sección, de uso opcional, reconoce el rápido

las limitaciones de una clase de una hora y con las

investigación esencial para los geógrafos profesionales

necesidades intelectuales de la mayoría de los estudian­

en la actualidad. También ayuda al estudiante a interpre­

tes de hoy. Hemos intentado alcanzar esta meta a través

tar las imágenes de los sensores remotos utilizadas a

de la eliminación de temas ajenos, de naturaleza técnica

lo largo del libro. En el capítulo

-particularmente aquellos que son periféricos a los prin­

tectóp.icas ha sido ampliado y puesto al día, reflejando el

13,

el tema de las placas

cipios de la geografía física. En resumen, la nueva edi­

creciente interés de los estudiantes en esta fascinante

ción es más legible de modo uniforme y, por ello, de uso

nueva área de la ciencia de la tierra. Nuevos diagramas y

más general según nuestra intención. Al mismo tiempo

mapas ayudan a clarificar las formas en que las estructu­

hemos enriquecido y puesto al día importantes temas

ras continentales y los relieves iniciales se han desarrolla­

medio-ambientales, como el impacto de la lluvia ácida y

do a través de la actividad tectónica y volcánica. De esta

del dióxido de carbono atmosférico, la revolución verde

forma, las placas tectónicas ofrecen un nuevo y coherente

y la destrucción de las masas forestales en las bajas latitudes. El tema de los sistemas de flujo de energía y materia se

·

punto de vista de la base geológica de la geografía física. Una importante revisión de los capítulos

22

y

23

sobre

los suelos y su clasificación, está pensada para hacer más

mantiene a lo largo del libro; es un tema que ha sido bien

simple y más fácil de comprender por los estudiantes la

recibido y fuertemente respaldado. Por otro lado, el con­

ciencia de los suelos. Los temas más difíciles de química

22.

23,

cepto de las regiones medio-ambientales, tratado en los

se han eliminado del capítulo

dos últimos capítulos en ediciones anteriores, ha sido

clasificación SCCS de los suelos se ha simplificado mu­

recibido con una indiferencia general o con una débil

cho por la eliminación de las detalladas descripciones

En el capítulo

la

respuesta negativa, debido en parte a las limitaciones del

técnicas de los subórdenes de suelos -este material ha

programa de lecturas de un semestre. Nuestra solución

sido transferido al Apéndice II. El mapa mundial de los

ha sido suprimir los dos últimos capítulos y transferir los

suelos (Lámina en color) y el mapa de suelos de los

aspectos más importantes a los lugares adecuados en

Estados Unidos/Canadá ha sido muy simplificado. Única­

los capítulos dedicados a las formas del relieve, suelos y

mente los diez órdenes de suelos y ocho de los más

vegetación. En sus nuevas situaciones, estos conceptos

importantes y ampliamente extendidos subórdenes están

enriquecen el texto con puntos de vista valiosos e intere­

ahora recogidos por el texto y aparecen en los mapas.

santes sobre las interrelaciones de los humanos y los

Hemos añadido una sección que describe el sistema Mar­

animales con sus medio-ambientes.

but de clasificación de los suelos, versión

Otros grandes cambios incluidos son los siguientes: en

el capítulo 1, con el título de "La superficie de la tierra en

1938

del De­

partamento de Agricultura de los Estados Unidos, y sus principales grupos de suelo, con los mapas del mundo y

23.

mapas", se ha añadido una nueva sección de principios

de los Estados Unidos/Canadá en el capítulo

cartográficos pertenecientes a los mapas a gran escala.

forma, los profesores que deseen utilizar la clasificación

De esta

Así, el capítulo proporciona una base más completa para

y terminología Marbut, independientemente del sistema

la comprensión de los mapas utilizados a lo largo del

SCCS pueden hacerlo ahora con un texto adecuado para

IX

el tratamiento general del antiguo sistema. También se

ron nuestra atenoon en una amplia serie de posibilida­

ha añadido en este capítulo la descripción del sistema

des para mejorar este libro. La lista de encuestados

canadiense de la clasificación de los suelos, ilustrado por

incluye las siguientes personas: Prof. D.R. Altschul, Uni·

una serie de perfiles representativos y un mapa general

versidad de Arizona, Tucson; Prof. Nicholas Bariss, Uni­

de la distribución de los órdenes de suelos. Otras pequeñas pero importantes mejoras se encuen­ tran en otros capítulos. El capítulo

17,

"Denudación y

versidad de Nebraska; Prof. John C. Dixon, Universidad de Arkansas; Prof. G. Hannes, Universidad del Estado de California,

Fullerton;

Prof.

Jim

Henry,

Universidad

clima" se ha reorganizado para subrayar el papel del

de Florida; Prof. S.E. Morris, Universidad de Idaho; Prof.

clima en el paisaje, incluyendo los procesos climáticos,

M.O. Nellis, Universidad del Estado de Kansas; Prof. R.W.

con ejemplos de los sistemas desértico y de la sabana

Reeves, Universidad de Arizona; Prof. Jeffrey Roet, Uni­

tropical. La tundra o proceso periglacial, es analizacta en

versidad de Texas, San Antonio; Prof. Stanley Norsworthy,

el capítulo J 5. El capítulo 26, "Distribución de la ve·

Universidad del Estado de California, Fresno; Prof. Curt

getación natural" está ampliado con temas biogeográfi­

Sorenson, Universidad de Kansas; Prof. Michael Talbott,

cos, agrícolas y de recursos naturales tomados de los

Bellvue Community College; Prof. Thomas Terich, Uni­

capítulos de la formación de las regiones medio-ambien­

versidad de Washington; Prof. Brent Yarnal, Estado de Pensilvania;

tales. La distribución y numeración de los capítulos perma­

Prof.

Craig

ZumBrunnen,

Universidad

de Washington.

necen inalteradas, facilitando el uso de los programas de

Nos gustaría también agradecer la colaboración de los

curso existentes. La utilización de un nuevo diseño del

siguientes revisores de la tercera edición. Prof. George

libro

Aspbury, Universidad del Estado de Illinois; Prof. Ronald

v

de unos nuevos caracteres facilitan la lectura del

texto. Algunos capírulos se han mantenido invariables,

Dorn, Universidad Técnica de Texas; Prof. Walter Schroe­

aquellos cuyo contenido es adecuado, de uso corriente y

der,

de un nivel técnico conveniente. Pedimos a los profeso­

Small, Escuela del Estado de Frostburg; Prof. David Vin­

res que tengan presente que los elevados costes de pro­

cent, Escuela del Estado de West Field; Prof. Roben

ducción conducen a la máxima reutilización del texto y

Wingate, Universidad de Wisconsin.

Universidad de

Misuri,

Columbia;

Prof.

Thomas

de las ilustraciones de alta calidad existentes, según una

Basándonos en tan amplios consejos y soporte hemos

prudente selección. Nuestra revisión refleja una cuidado­

podido producir una edición revisada que esperamos que

sa combinación de lo antiguo y lo nuevo para satisfacer

sirva a las necesidades de la gran mayoría de profesores

todos los factores que los editores de libros de texto de­

de geografía.

ben tener en cuenta.

Nuestro especial agradecimiento a Gigi Chriskey del Departamento de Planificación de Wiley por su cuidado­

Reconocimientos

sa y experta atención a las nuevas y revisadas ilustracio­ nes, incluyendo los mapamundis y las láminas en color.

Agradecemos la colaboración de un gran grupo de profe­ sores de geografía que completaron un cuestionario del editor sobre las necesidades de revisión. Numerosos co­ mentarios y sugerencias adjuntas al cuestionario centra-

X

Arthur N. Strahler Alan H. Strahler

Prólogo

Índice de 1naterias

Introducción

El medio ambiente humano Capítulo

1

La superficie de la tierra en mapas Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

Capítulo

91

107

170

11

Escorrentía y recursos hídricos

348

21 357

22

Los procesos de formación del suelo Capítulo

191

330

20

Morfología glacial Capítulo

310

19

Morfología eólica Capítulo

147

298

18

Morfología debida a olas y a corrientes marinas Capítulo

128

280

17

Los relieves y 1a estructura de las rocas Capítulo

265

16

Denudación y clima Capítulo

10

Balance hídrico del suelo Capítulo

78

9

Clasificación de los climas Capítulo

Capítulo

8

Masas de aire y borrascas Capítulo

Morfología debida a las aguas corrientes

Capítulo

249

15

53

7

Humedad atmosférica y precipitación

14

Relieves volcánicos y tectónicos

La destrucción de las vertientes

6

Vientos y circulación general

221

Capítulo

5

Calentamiento y enfriamiento de la superficie terrestre

13 La litosfera y las placas tectónicas

39

4

El balance de radiación terrestre

208

Capítulo

25

3

La atmósfera y los océanos de la tierra

12

Los materiales de la corteza terrestre Capítulo

3

2

Las estaciones y la hora Capítulo

Capítulo

1

386

23

Suelos del mundo

399 XI

Capítulo

24

Flujos de energía y ciclos de materia en la biosfera Capítulo

Capítulo

424

25

Conceptos de biogeografía

440

26 451

Epílogo

476

II IlI

E F G

y límites de los climas

Subórdenes de la taxonomía del suelo Lectura de mapas

·478 480 488

Bibliografía

498

Glosario

503

Índice alfabético

539

XII

y precipitaciones

D

Distribución de la vegetación natural

Apéndices I Definiciones

Láminas en color Imágenes captadas por teledetección B Mapas del mundo de temperatura, presión y vientos; fenómenos meteorológicos e Mapas del mundo de climas

A

H

J

K

L M

Mapa de las regiones estructurales del mundo Imágenes de la superficie de la tierra desde el Landsat Los fondos oceánicos Destrucción de las vertientes Morfología debida a los ríos y a las corrientes Morfología volcánica, tectónica y estructural Morfología debida a las olas y al viento Morfología glaciar y glaciares Suelos del mundo y perfiles del suelo Vegetación del mundo y clases de formaciones vegetales

56 88 156 222 222 222 286 286 318 350 382 41 6 448

Índice de malerias

Introducción. El medio ambiente humano

La geografía física es un área de investigación que pone

proporciona elementos vitales -carbono, hidrógeno, oxí­

en contacto e interrelaciona los elementos del medio

geno y nitrógeno- necesarios para mantener toda la vida

ambiente físico del hombre. La geografía física es un

de la tierra.

conjunto de principios básicos de las ciencias naturales

La tierra sólida o litosfera, constituye la plataforma

que tratan sobre la atmósfera (meteorología, climatolo­

estable para la capa de la vida y es modelada por sus

gía), los océanos (oceanografía), las rocas (geología), los

relieves. Estas características del paisaje -montañas, coli­

suelos (pedología), la vegetación (ecología de las plan­

nas y llanuras- aportan otra dimensión al medio físico y

tas, biogeografía), y las formas del relieve terrestre (geo­

proporcionan hábitats variados para las plantas. La tierra

morfología). Pero la geografía física es mucho más que

sólida es también la fuente básica de muchos elementos

una serie de temas tomados de otras ciencias; integra esta

nutrientes, sin los cuales no podrían vivir las plantas y los

información en modelos de interacción con el Hombre

animales. Estos elementos pasan de la roca a la capa de

de una manera que no puede ser expresada sin cada una

suelo superficial, donde se encuentran disponibles para

de las restantes ciencias. Como rama de la geografía, la

los organismos.

geografía física también subraya las interrelaciones espa­

El agua, otro material esencial para la vida, penetra en

ciales -el orden sistemático de los elementos medio­

la capa de la vida, la atmósfera y la tierra sólida. En todas

ambientales en regiones de la superficie terrestre y las

sus formas, el agua de la tierra constituye la hidrosfera.

causas de esos modelos.

Nuestro estudio de la geografía física puede ser descrito, en sentido amplio, como el estudio de la atmósfera,

La capa de la vida El centro de la geografía física se encuentra en la capa de

la vida, una estrecha zona de las tierras y océanos que contiene la mayor parte de la vida orgánica, o biosfera. La calidad de la capa de la vida es una importante preocupa­ ción para el geógrafo físico; "calidad" representa el total de los factores físicos que hacen que la capa de la vida sea habitable para todas las formas de plantas y animales, pero sobre todo para el Hombre. Escribimos "Hombre" con mayúscula, como el equivalente al género Horno, que se refiere colectivamente a todos los individuos de raza humana. En latín, el nombre completo del Hombre es Horno sapiens, la única especie superviviente de este género. La superficie de las tierras es el hogar del Hom­ bre, debido a que este animal necesita más un medio ambiente terrestre que uno acuático. La calidad del medio ambiente físico de las tierras se

hidrosfera y litosfera en relación con la biosfera.

Sistemas naturales en geografía física La comprensión de las actividades y cambios que se producen en cualquier lugar de la capa de la vida precisa que el geógrafo físico piense en términos de sistemas de flujo de materia y energía. Cada sistema de flujo consiste en unas trayectorias en conexión, a través de las cuales la materia, o la energía, o ambas se mueven continuamente. La mayoría de los sistemas de la geografía física están impulsados por la energía solar, e incluyen al aire, agua, materia mineral y organismos vivos. Estos conceptos se exponen al principio del libro y vienen completados en los últimos capítulos por ejemplos de sistemas naturales ilustrados por un tipo especial de diagrama esquemático de flujos.

establece por los factores, fuerzas y aportaciones tanto de la atmósfera arriba, como de la tierra sólida debajo. La

Una ciencia del medio ambiente

atmósfera, la envuelta gaseosa que rodea la tierra sólida, determina el clima, que marca el intercambio de calor y

La actuación conjunta de las entradas de energía y mate­

agua entre la atmósfera y el suelo. La atmósfera también

ria en la capa de la vida, procedentes de la atmósfera y la

Una ciencia del medio ambiente

1

tierra sólida, determinan la calidad del medio ambiente y

del agua en el suelo, un importante sistema con el que

la riqueza o pobreza de la vida orgánica que puede

puede elaborarse una clasificación climática rigurosa y

mantener. Por lo tanto, una comprensión de la geografía

utilizable. Nuestro estudio de la hidrosfera se completa

física es esencial para planificar Ja supervivencia de Ja

trazando el flujo del agua sobre y bajo la superficie de la

población humana de la tierra, que crece rápidamente. La

tierra y evaluando ese agua como recurso vital para el

supervivencia no dependerá únicamente de la cantidad

Hombre.

de agua y alimento disponibles; dependerá también de Ja

Después estudiamos la tierra sólida, o litosfera, comen­

protección de la polución, que reducirá Ja capacidad de

zando por las variedades de minerales y rocas que forman

Ja tierra para satisfacer esas necesidades.

la corteza terrestre. Entonces examinamos el sistema glo­

Aquí hay que señalar otro aspecto importante de Ja

bal de las placas litosféricas y su interacción a través de la

geografía física: Ja evaluación del impacto del Hombre

moderna teoría de las placas tectónicas. Las interacciones

sobre el medio natural. La ciencia del medio ambiente, el

de las placas determinan grandes líneas de plegamiento y

estudio de la interacción entre los humanos y su ambien­

ruptura de las rocas, así como largas cadenas de volcanes

te, está ganando reconocimiento en la actualidad; mu­

activos. La actividad tectónica y volcánica que eleva las

chas personas piensan en ella como una nueva disciplina.

cadenas de montañas jóvenes de la tierra está impulsada

En realidad, los geógrafos han estado estudiando la cien­

por fuentes de energía internas, probablemente suminis­

cia del medio ambiente durante muchas décadas. La geo­

trada por los procesos de radiactividad de la corteza.

grafía física ha estado siempre en el centro de los estu­

El siguiente grupo de capítulos estudia los procesos

dios medio-ambientales, debido a que se halla orientada

que, impulsados por el sol, modelan Jos relieves de la

hacia la interacción entre el Hombre y el medio am­

superficie de la tierra. Estos procesos son la meteoriza­

biente.

ción, la erosión y la actividad de los ríos, olas y corrien­ tes, hielo glacial y viento.

Plan de estudio

Siguen unos capítulos que analizan aspectos particula­ res de la biosfera. En primer Jugar, estudiamos la natura­

Nuestro plan de estudio de Ja geografía física es comen­

leza del suelo y las variedades de suelos encontrados a lo

zar por la atmósfera y las formas en las que proporciona

largo de la superficie terrestre. Entonces estudiamos las

luz, calor y agua a la capa de la vida. Sigue un examen del

relaciones entre Jos organismos y su medio ambiente

clima; aquí desarrollamos información para un estudio de

-una parte de Ja ecología que se relaciona con el flujo de

los medios ambiente globales. En este momento traslada­

materia y energía en Ja biosfera. La biogeografía, una

mos nuestra atención hacia la hidrosfera, donde se intro­

rama de la geografía física, añade la comprensión de los

duce el concepto de balance global del agua. Las variaciones de un lugar a otro en la disponibilidad de agua para las plantas se estudian a través del balance

2

modelos globales de los tipos de vegetación natural -como bosques y praderas- relacionados con el clima y el suelo.

Introducción. El medio ambiente bumano

CAPÍTULO

1

La superficie de la tierra en 1r1apas

Nuestra búsqueda de la comprensión del medio ambien­ te humano comienza con un estudio de los elementos astronómicos. Los más básicos aspectos medio-ambienta­ les se relacionan con dos hechos: primero, que la tierra tiene una forma aproximadamente esférica; segundo, que esta tierra esférica está en movimiento, girando alrededor de su eje y, al mismo tiempo, viajando en una órbita casi circular alrededor del sol. Examinaremos ahora estos fac­ tores para obtener elementos e interpretaciones que se relacionen con las características del medio ambiente de la superficie de la tierra. Una

tterra esférica

En la época de los satélites artificiales, la forma esférica de la tierra es un hecho tan evidente que tendríamos dificultades en imaginarnos a nosotros mismos viviendo en los tiempos en que la extensión y configuración de la tierra eran completamente desconocidas. En aquellos tiempos, los navegantes que atravesaban el Mediterráneo veían la superficie del mar perfectamente lisa, acabando en un horizonte circular. Basándose en esta percepción habían deducido que la tierra tenía la forma de un disco plano y, por ello, si navegaban en dirección a sus bordes, los barcos acabarían por caer en algo desconocido. Sin embargo, esos mismos navegantes podrían haber percibi­ do, a través de un fenómeno óptico, que la superficie de la tierra no es plana sino curvada en forma convexa, como una pequeñ.a parte de una esfera. Incluso sin instrumen­ tos ópticos, podemos tener algunos indicios de que la tierra se curva hacia abajo, a través de la observación de que el sol ilumina las cimas de las nubes y de las mon­ tañ.as altas antes de la salida del sol y después de la puesta. Sin embargo, pruebas rigurosas y convincentes de que la tierra es esférica no son tan evidentes como parece si nos limitamos a las observaciones disponibles pára los hombres, antes de la época de los vehículos espaciales. Consideremos el hecho de que unos cuantos supervi­ vientes de la expedición de Magallanes navegaron alre­ dedor del globo y volvieron al punto de partida en Espa­ ñ.a. Este viaje de descubrimiento, realizado entre 1519 y Una

tierra esflrlca

1522, parecería en principio haber probado que la tierra es esférica; en su lugar, simplemente demuestra que la tierra es una figura sólida en lugar de un disco plano limitado por un borde que acaba bruscamente. La circun­ navegación podría haberse llevado a cabo en una tierra cúbica o cilíndrica, o en una tierra con forma de algún sólido irregular. Así que ahora examinaremos algunas posibles pruebas de la esfericidad de la tierra fácilmente comprensibles para todos los hombres. Los tres experi­ mentos básicos que siguen a continuación pueden ofre­ cernos resultados convincentes. Una prueba de la esfericidad de la tierra puede hallarse a partir de las observaciones en el mar. Cuando un barco se aleja más y más en la costa, parece que se hunde lentamente por debajo del nivel del mar (figura 1 . 1 ) . Visto a través d e unos prismáticos o d e u n telescopio, la superficie del mar parecerá ascender hasta que las cu­ biertas estén inundadas, y, entonces, gradualmente se

FIGURA 1.1. Debido a la curvatura de la tierra, un barco lejano visco a través de un telescopio aparece sumergido en parte.

3

sumergirán la chimenea y los mástiles hasta que al final sólo el humo sea visible sobre el horizonte. La explica­ ción obvia de este fenómeno es que la superficie del mar se curva hacia abajo, pero para probar que esa curvatura corresponde a una esfera se requieren numerosas obser­ vaciones, en las que se midiese el hundimiento aparente de un navío por unidad de distancia, en muchas direccio­ nes distintas desde un mismo punto de observación. Una segunda prueba se basa en la observación de los eclipses de luna, en los que la sombra de la tierra se proyecta sobre nuestro satélite. El límite de la sombra de la tierra aparece como un arco de círculo en el disco de la luna. Puede demostrarse geométricamente que la esfera es el único cuerpo sólido que proyecta siempre una sombra circular. Cuando se producen los eclipses, rara vez la tierra está orientada en la misma posición, pero independientemente del perfil de la tierra que se proyec­ te sobre la luna, las sombras circulares son siempre igua­ les; por lo tanto, la tierra tiene que ser circular. La tercera prueba utiliza un sencillo principio de la astronomía, conocido en tiempos pasados y usado con efectividad por los árabes desde el siglo IX d.C. U n observador situado en e l Polo Norte siempre v e l a Estre­ lla Polar en su cenit porque esta estrella se encuentra en línea con el eje de rotación de la tierra (figura 1 .2) . Si el observador viaja hacia el sur, la Estrella Polar parece cambiar su posición y desviarse hacia el horizonte, de tal manera que a mitad de camino entre el Polo Norte y el Ecuador (a 45' latitud N) , la estrella se encuentra a mitad de camino entre su cenit y el horizonte. Una serie de mediciones del ángulo formado por el horizonte y la Estrella Polar mostraría que este ángulo disminuye siem­ pre 1 ' cada 1 1 1 km que el observador recorre hacia el sur. Esta observación demuestra que la trayectoria de la estre­ lla sigue un arco de círculo. Si repitiéramos este experi-

1 I _____ 1 .J. 1 1 1 " 1 � l.__Ec_u_a_d_o_r _ --- -. ----

FIGURA 1-2_ La altura de depende de la posición en hemisferio norte. Los rayos paralelas porque la estrella tierra.

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mento sobre diferentes líneas en dirección N-S (meridia­ nos) se podría establecer que el hemisferio norte es la mitad de una verdadera esfera. La misma observación podría realizarse en el hemisferio sur, utilizando una estrella menor que esté en línea con el Polo Sur. Este principio se utiliza actualmente en la navegación interes­ telar. Cuando consideramos que, durante más de dos siglos las posiciones de los barcos en el mar se han determinado con exactitud utilizando este método, la forma esférica de la tierra ha quedado demostrada más allá de toda duda.

Medida tk la circunferencia tk la tf.erra Los antiguos griegos, entre ellos Pitágoras (540 a.c.) y los seguidores de Aristóteles (384 -322 a.C.) creían que la tierra era esférica y especularon sobre la longitud de su circunferencia, pero con suposiciones sumamente erró­ neas. Fue necesario esperar hasta Eratóstenes (hacia el 200 a.C.), jefe de la biblioteca de Alejandría . (Egipto) , quien realizó una medida directa de la circunferencia de la tierra basándose en un sencillo principio de geometría. Observó que en un día concreto del año ( hacia el 21 de junio, en el solsticio de verano) en Siena, ciudad locali­ zada en el alto Nilo, los rayos del sol al mediodía ilumi­ naban directamente el fondo de un pozo vertical. En otras palabras, el sol al mediodía estaba en su cenit y sus rayos eran perpendiculares a la superficie de la tierra en ese punto concreto del globo (figura 1 .3 ) . En ese mismo día, en Alejandría, los rayos del sol al mediodía estaban inclina­ dos con respecto a la vertical en un ángulo que suponía 1/50 parte de un círculo completo, es decir 7' 12'. Eratóstenes sólo necesitaba saber la distancia entre Siena y Alejandría para calcular la circunferencia de la tierra: después sólo tendría que realizar una simple mul­ tiplicación de la medida de esa distancia por 50 para obtener el valor de la circunferencia. En aquella época, las distancias entre las ciudades eran toscas aproximacio­ nes, basadas en los informes de los viajeros. Eratóstenes tomó la medida de 5 .000 estadios como distancia entre Siena y Alejandría. Actualmente no es fácil valorar sus resultados con precisión, ya que no estamos seguros de la

_

_

la Estrella Polar sobre el horizonte que nos encontremos en el aparecen en el dibujo como líneas se encuentra a gran distancia de la

FIGURA 1-3- Método utilizado por Eratóstenes para medir la circunferencia de la tierra.

La supeTjicte de la tierra

en

mapas

menos. Por lo tanto, la gravedad representa un denomina­ dor común en el medio ambiente terrestre. La fuerza de la gravedad actúa como un factor medio­ ambiental en muchos sentidos diferentes. Por un lado, separa sustancias de diferentes densidades y las ordena, las menos densas en la parte superior, las más densas en el fondo. El aire, el agua y las rocas están ordenados según su densidad, debido a su diferente respuesta a la gravedad. Como resultado de todo esto, la vida se desa­ rrolla en el espacio comprendido entre la atmósfera y los océanos y entre la atmósfera y la superficie sólida de la tierra. Los árboles,. animales, acantilados o las estructuras creadas por el hombre deben resistir la fuerza de la gravedad, que tiende a hundirlos. Bajo una gravedad débil, tales estructuras pueden elevarse más o ser cons­ truidas con materiales poco resistentes para llegar a una altura determinada. La gravedad suministra fuerza para el desarrollo de importantes sistemas físicos, como la ero­ sión realizada por las corrientes fluviales o los glaciares. Para apreciar la importancia de la gravedad como factor medio-ambiental, sólo tenemos que pensar en lo que ocurriría si esta influencia desapareciera y la ingravidez viniera a ocupar su puesto. ¡La destrucción de nuestro medio sería total en un corto espacio de tiempo! Las diferencias en el valor de la gravedad son muy pequeñas de uno a otro lugar del globo. El valor en el Ecuador es ligeramente menor que en los polos; también existe una pequeña disminución de la gravedad cuando ascendemos respecto al nivel del mar. Sin embargo, para efectos prácticos, la gravedad puede ser considerada como una constante para toda la tierra. La uniformidad del valor de la gravedad puede ser utilizada en un experimento que demuestra la esferici­ dad de la tierra. Si consideramos que la ley de Newton sobre la gravitación es válida, podemos deducir que un objeto determinado tendrá el mismo peso en cualquier punto de la superficie terrestre . Utilizando una balanza deberíamos recorrer la superficie de la tierra, pesando repetidamente un pequeño trozo de hierro y anotando los valores obtenidos. Si resultaran invariables, podría­ mos concluir que habíamos tomado nuestras medidas en puntos equidistantes del centro de la tierra y que, por tanto, nos hallábamos en una superficie esférica. Actual­ mente, este mismo experimento, llevado a cabo con gran precisión y utilizando instrumentos muy exactos, ha de­ mostrado que la verdadera forma de la tierra se acerca a la de una esfera.

longitud equivalente a la unidad de distancia (estadio) que él utilizaba. Si fuera el estadio ateniense, que equiva­ le a 185 m, la circunferencia de la tierra tendría unos 43 .000 km. Considerando que la verdadera circunferen ­ cia s e acerca a los 40.000 k m , el resultado d e Eratóstenes es considerablemente bueno. A partir del experimento de Eratóstenes, resulta fácil utilizar un método astronómico para medir la figura de la tierra utilizando las posiciones de las estrellas en lugar del sol. Sólo se necesita seleccionar una línea norte-sur, cuya longitud pueda ser medida directamente a nivel del suelo por métodos agrimétticos. Esta línea debe tener varios cientos de kilómetros. En sus extremos puede medirse la altura de cualquier estrella, en su punto más alto sobre el horizonte o con respecto a la vertical, utili­ zando un nivel de burbuja o una plomada para establecer una referencia horizontal o vertical. La diferencia entre las posiciones angulares de la estrella será igual al arco de circunferencia de la tierra situado entre los extremos de la línea medida. Se cree que este procedimiento fue utilizado por los árabes en el siglo IX. Sus medidas fueron probablemente más exactas que las de Eratóste­ nes, pero como no conocemos el equivalente moderno de sus unidades de medida, el trabajo que realizaron no puede ser apreciado. En los siglos que siguieron al trabajo de Eratóstenes, la ciencia occidental permaneció estancada, hasta 1 615, cuando Willebrord Snell, un profesor de matemáticas de la Universidad de Leiden, desarrolló métodos precisos para la medida de distancias y ángulos, métodos que aplicó al problema de la circunferencia de la tierra. Su trabajo precede a la era de la geodesia científica ("geode­ sia'', del griego, "dividir la tierra") y conduce a las medi­ das exactas de la figura de la tierra, un siglo más tarde.

La gravedad en el medio ambiente Desde el punto de vista de la vida sobre la tierra, ¿qué significado tiene el hecho de que la forma de la tierra sea aproximadamente la de una verdadera esfera? Una res­ puesta es, por supuesto, la "gravedad" , definida como la fuerza que actúa sobre una unidad de masa en la superfi­ cie terrestre atrayéndola hacia el centro de la tierra. La gravedad es un caso especial del fenómeno de la gravita­ ción, es decir, de la atracción mutua entre dos masas cualesquiera. Se dice que es especial en el sentido de que la gravedad se refiere a una unidad de masa tan pequeña en comparación con la tierra, que la atracción que ejerce sobre ésta puede ser despreciada. La atracción varía inversamente al cuadrado de la distancia que separa los centros de ambas masas . De esta forma, la gravedad depende de la distancia de cualquier partícula al centro de la tierra, que está situado aproximadamente en el centro geométrico de la esfera. Un principio de la geometría define a la esfera como un sólido en el que todos los puntos de la superficie equidistan de un punto común, el centro de la esfera. Como consecuencia de este principio, la gravedad se nos presenta como un valor casi constante para cualquier punto del globo situado al nivel del mar. Este es u n hecho d e gran importancia porque la vida en la tierra se ha desarrollado a través de los tiempos geológicos bajo la influencia de una gravedad uniforme para todo el globo, y que probablemente ha variado muy poco durante el mayor período evolutivo hace un millón de años, más o

La tierra como un elipsoide achatado

La tierra como un elipsoide achatado ·

En 1671 un astrónomo francés, Jean Richer, fue enviado por Luis XIV a la isla de Cayena, en la Guayana francesa para realizar algunas observaciones astronómicas. Su re­ loj fue ajustado de manera que el péndulo, de 1 m de longitud, marcaba con exactitud los segundos en París (cuando un péndulo es corto, su ritmo es más rápido que cuando es largo) . Al llegar a Cayena, que está cerca del Ecuador, Richer encontró que el reloj atrasaba cerca de dos minutos y medio por día. Tan pronto como las leyes de Newton sobre la gravitación fueron publicadas ( 1 687) se pudo atribuir el retraso del reloj en Cayena a algún factor que reducía el valor de la gravedad cerca del Ecuador. Pronto se llegó a la conclusión de que el menor valor de la gravedad se debía a que la región ecuatorial

5

Círculo--..... .,,,.----- ....

/�

C írculo máximo y círculo menor.

FIGURA 1.4. Dimensiones de los diámetros polar y ecuatorial de la tierra, según el Sistema Geodésico de Referencia de 1967.

está más lejos del centro de la tierra que las regiones situadas más al norte . Desde entonces, medidas más exactas han revelado que la verdadera forma de la tierra se asemeja a una esfera que ha sido comprimida en el eje polar y que está ligeramente abultada alrededor del Ecuador (figura 1 .4) . Esta forma es conocida con el nombre de elipsoide acha­ tado. Un corte vertieal .a través de los polos es más elíptico que circular. El Ecuador sigue siendo un círculo y es la mayor circunferencia posible en el elipsoide. El achatamiento de la tierra es la consecuencia de la fuerza centrífuga producida por la rotación terrestre, que defor­ ma a la tierra, algo plástica, hasta conseguir un equilibrio con respecto a las fuerzas de gravedad y rotación. Redondeando las dimensiones de la tierra al valor más aproximado en kilómetros, el diámetro ecuatorial tiene 1 2 .756 km, mientras la longitud del eje polar es de 1 2 .714 km, con lo que la diferencia es de 42 km. El achatamien­ to de la tierra es el cociente entre esta diferencia y el diámetro ecuatorial, es decir, 42/ 1 2 .756, que se reduce a una fracción ligeramente mayor que 1/300. De aquí po­ demos decir que el eje polar de la tierra es aproximada­ mente 1/300 más corto que el diámetro ecuatorial. Utili­ zando estas cifras se obtiene que la circunferencia ecuatorial tiene unos 40.075 km. Para cálculos aproxima­ dos puede utilizarse la cifra de 40.000 km, como bastante ajustada a la realidad.

C{rculos mtfxtmos y drculos menores Para la mayoría de temas de geografía física, la tierra puede ser considerada como si fuera una verdadera esfe­ ra. Por ejemplo, el achatamiento de los polos puede dejarse de lado para simplificar la comprensión de un importante concepto de la tierra, cuando la consideramos como un objeto que gira alrededor del sol. Cuando una esfera se divide exactamente por la mitad mediante un plano que pase a través de su centro, la intersección del plano con la esfera determina el mayor círculo que puede trazarse en la esfera, conocido con el nombre de círculo máximo (figura 1 .5 ) . Los círculos originados por planos que cortan a la esfera sin atravesar

6

su centro, son más pequeños que el círculo máximo y se denominan círculos menores. Es necesario un conocimiento profundo de las propie­ dades de los círculos máximos, ya que se relacionan con temas básicos como los meridianos y los paralelos, las estaciones o las proyecciones. Estas propiedades son las siguientes: 1 . Siempre que un plano pasa por el centro de una esfera determina un círculo máximo, independientemente de la orientación del plano. 2. Un círculo máximo es el mayor círcuJ.o que puede trazarse en la superficie de una esfera. 3. Sobre una esfera puede trazarse un número infinito de círculos máximos. 4. Por dos puntos dados de la superficie de la esfera pasa un círculo máximo y sólo uno (exceptuando que los dos puntos sean opuestos, en cuyo caso pueden trazar­ se infinitos círculos máximos que pasen por ellos) . 5. Un arco de círculo máximo es la distancia más corta entre dos puntos de la superficie de la esfera. 6. Si un círculo máximo corta a otro, lo divide en dos se­ micírculos. Entre las aplicaciones de los círculos máximos se en­ cuentra su utilización en la navegación. Siempre que los barcos navegan en vastas extensiones de mar abierto entre puertos distantes, o cuando los aviones deben reali­ zar largos vuelos, para ahorrar tiempo y combustible, se utiliza la línea de círculo máximo entre los dos puntos, siempre que no haya obstáculos u otros factores que desaconsejen el uso del círculo máximo. Los navegantes suelen emplear tipos especiales de mapas que tienen la propiedad de representar cualquier círculo máximo en forma de línea recta. Para hallar el camino más corto entre dos puntos, el navegante sólo tiene que trazar sobre el mapa una línea que una los dos puntos. Los caminos de círculo máximo pueden determinarse fácilmente sobre un pequeño globo con un trozo de cordel o de goma elástica (figura 1 .6) . El cordel debe sujetarse de manera que quede estirado al máximo contra la superficie del globo entre las uñas de los pulgares, colocando cada uno sobre los dos puntos entre los cuales quiere hallarse el camino de círculo máximo. Si se utiliza un trozo de goma elástica, podremos trazar un círculo máximo completo; es especialmente útil para pÚntos situados en lugares opuestos del globo. Muchos glo­ bos presentan rutas de círculo máximo entre puntos dis­ tantes de los océanos Pacífico, Atlántico o Índico, que pueden comprobarse rápidamente con un simple trozo de cordel.

La superficie de la tterra en mapas

l. Siempre son paralelos entre ellos. Aunque son líneas

circulares mantienen una separación constante . 2. Todos los paralelos siguen la dirección este-oeste . 3. Los paralelos cortan a los meridianos formando ángu­ los rectos. Esto es cierto para cualquier lugar del glo­ bo, excepto los polos, aunque en ellos la curvatura de los paralelos es muy acusada. 4. Todos los paralelos, a excepción del Ecuador, son círculos menores; el Ecuador es el único círculo máxi­ mo completo. 5. Pueden trazarse infinitos paralelos sobre el globo. Por lo tanto, cualquier punto, excepto los polos norte y sur, está situado sobre un paralelo.

Longitud FIGURA 1.6.

Establecimiento de un camino de círculo máximo, utilizando un cordel. (A. N. Strahler.)

Meridianos y paralelos El movimiento de rotación de la tierra pr.oporciona dos puntos naturales -los polos- sobre los que está basada la red geográfica, formada por la intersección de líneas que se inscriben en el globo, con el propósito de fijar la posición de los puntos de la superficie. La red consiste en un conjunto de líneas trazadas de norte a sur, que unen los polos -los meridianos- y un conjunto de líneas trazadas de este a oeste, paralelas al Ecuador -los parale­ los- (figura 1 .7) . Los meridianos son semicírculos max1mos, cuyos ex­ tremos coinciden con los polos norte y sur. Si bien es cierto que un par de meridianos opuestos forman u n círculo máximo completo, hay que destacar que u n meri­ diano es simplemente la mitad de un círculo máximo y que-es un arco de 1 80º. Otras características de los meri­ dianos son las siguientes: l. Todos los meridianos siguen la dirección norte-sur. 2. Los meridianos tienen su máxima separación en el Ecuador y convergen hacia un punto en cada polo. 3. Sobre el globo puede trazarse un infinito número de meridianos. Por lo tanto, para cada punto del globo existe un meridiano. Sin embargo, sobre mapas y glo­ bos sólo se representan meridianos seleccionados de forma que sean equidistantes.

La localización de los puntos sobre la superficie de la tierra sigue un sistema en el que se miden longitudes de arco a lo largo de meridianos y paralelos (figura 1 .8) . Este sistema selecciona un meridiano -meridiano princi­ pal- como línea de referencia. Los arcos de circunferen­ cia se miden hacia el este o hacia el oeste hasta los puntos deseados. La longitud de un lugar es el arco de paralelo, medido en grados, entre ese lugar y el meridiano principal (figu ­ ra 1 .8) . Está universalmente aceptado como meridiano principal aquel que pasa por el antiguo Observatorio de Greenwich, situado cerca de Londres, en Inglaterra, y a menudo se le designa como Meridiano de Greenwich. A este meridiano le correspond{'. Oº' de longitud. La longi­ tud de cualquier otro punto sobre el globo se mide hacia el este o el oeste a partir de este meridiano, siguiendo el camino más corto. Por lo tanto, la longitud debe oscilar entre los Oº y los 180º, hacia el este o hacia el oeste. Normalmente la longitud se escribe: 77° 03' 4 1 " long. W, pero debe leerse "77 grados, 3 minutos, 41 segundos longitud oeste de Greenwich". Si sólo conocemos la longitud de u n punto no podre­ mos precisar su localización, dado que el mismo arco de longitud medido corresponde a todo un meridiano. Por

Los paralelos son círculos menores completos, forma­ dos por planos paralelos al Ecuador, que cortan a la tierra. Poseen las siguientes características:

A FIGURA 1.7.

Longi.tud

B Meridianos (A) y paralelos (B).

FIGURA 1.8.

La longitud y la latitud se miden sobre arcos de paralelos y meridianos respectivamente. El punto P está a 50º de latitud N y a 60º de longitud W.

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esta razón, un meridiano podría definirse como la línea que une todos los puntos de igual longitud. Esta defini­ ción explica por qué utilizamos a menudo la expresión "un meridiano de longitud". En un primer momento puede producirse una confusión debida a que la longitud se mide sobre un paralelo, pero esta duda se aclara si nos damos cuenta de que para medir la longitud entre un punto y el meridiano principal es necesario seguir un paralelo hacia el este o hacia el oeste (figura 1 .8) . La extensión de un grado de longitud dependerá del lugar en el que sea medido. En el Ecuador, la longitud aproximada de un grado se halla dividiendo la circunfe­ rencia de la tierra entre 360º: 40.075 km 360º

=

1 1 1 km

Debido a la rápida convergencia de los meridianos hacia el norte y hacia el sur, esta medida sólo puede aplicarse al Ecuador. También resulta útil saber que la longitud de 1 • de longitud se reduce aproximadamente a la mitad en los paralelos 60º, es decir, a unos 55,5 km.

Latitud La latitud de un lugar es el arco de meridiano, medido en grados, entre ese lugar y el Ecuador. La latitud oscila entre los o· en el Ecuador y los 90º norte y sur en los polos. La latitud de un lugar, que se escribe 34º 1 0' 3 1 " lat. N, debe leerse "34 grados, 1 0 minutos, 3 1 segundos latitud norte". Cuando conocemos la latitud y la longitud de un punto podemos localizarlo con precisión en la red geográfica. Si la tierra fuera una esfera perfecta, la longitud de 1 de latitud (es decir, 1 • de arco de meridiano) sería un valor constante en cualquier lugar de la tierra. Esa longi­ tud es casi la misma que la de 1 de longitud en el Ecuador, de tal forma que el valor de 1 1 1 km por grado puede ser utilizado en la mayoría de casos. Para ser precisos, y teniendo en cuenta el achatamiento de la tierra, es necesario admitir que la longitud de un grado de latitud varía ligeramente desde el Ecuador a los polos. La longitud en el Ecuador es de 1 1 0,6 km, mien­ tras que en los polos es de 1 1 1 , 7 km, es decir 1 , 1 km más largo. Por lo tanto, un grado de latitud en los polos es un 1 % más largo que en el Ecuador. •



La mtlla náutica Tanto en la navegación marina como en la aérea se utiliza la milla náutica como unidad de distancia. La meteorolo­ gía (ciencia del tiempo) de la alta atmósfera también ha adoptado como medida de la velocidad del viento el nudo marino, que equivale a una milla náutica por hora. Por todo esto merece la pena que el geógrafo comprenda el valor de la milla náutica. La milla náutica puede ser definida como la longitud de 1' de arco del Ecuador terrestre. Como la medida de la longitud del Ecuador fue precisándose durante el siglo pasado, el valor exacto de la milla náutica también tuvo que ser revisado. En 1 954, el Departamento de Defensa de los Estados Unidos estableció la equivalencia de la

8

milla náutica en kilómetros y millas terrestres tal como sigue: 1 milla náutica

=

1 ,852 km

=

1 , 1 508 millas terrestres

Para los cálculos ordinarios, la milla náutica puede ser considerada igual a 1 ,85 km.

Proyecciones Una proyección es una red ordenada de paralelos y meri­ dianos utilizada como base para trazar un mapa sobre una superficie plana. El problema principal que se plantea es trasladar la red geográfica esférica a una superficie plana para representar la tierra o parte de ella de la forma más adecuada para el propósito deseado. Este problema puede evitarse sencillamente con la utilización de un globo terráqueo. Desgraciadamente, esta solución tiene sus inconvenientes. En primer lugar, no podemos observar de una vez el globo completo, sino una sola cara. Además un globo tiene una escala demasia­ do pequeña para la mayoría de necesidades. En los glo­ bos que oscilan desde unos pocos centímetros hasta un metro de diámetro, sólo pueden apreciarse las caracterís­ ticas más esenciales de la geografía. Los globos de mayor tamaño, entre 3 y 5 metros de diámetro, muestran ya mayor cantidad de detalles. Pero ello acentúa un tercer inconveniente de los globos -su escasa facilidad de transporte. Los mapas planos, impresos en papel, pueden ser doblados y caben en un bolsillo, mientras que, inclu­ so el globo más pequeño, es un objeto voluminoso y delicado. Otra ventaja de los mapas es su facilidad de reproducción, ya que para hacer un globo de calidad debe realizarse primero un mapa, que después se acopla y pega a la superficie esférica. Por lo tanto, el problema de las proyecciones debe ser afrontado directamente. Es necesario saber qué tipos de redes de meridianos y paralelos se adaptan mejor a la representación de las diferentes características y porcio­ nes de la superficie terrestre. Sin embargo, hay que desta­ car que ninguna proyección puede sustituir a un globo para la comprensión de las relaciones a escala mundial. Por esto es recomendable la utilización de un globo en unión con los mapas planos.

Supeifictes geométricas desarrollables Algunas superficies geométricas se denominan desarro­ llables porque, cortadas a lo largo de determinadas lí­ neas, pueden desplegarse o desarrollarse formando una lámina plana. Dos de esas figuras son el cono y el cilin­ dro (figura 1 .9) . Si la tierra fuera cónica o cilíndrica, el problema de las proyecciones se solucionaría de una vez para siempre utilizando la superficie desarrollada. De esta manera no se produciría distorsión de las formas o de las áreas, aunque también es cierto que la superficie quedaría cortada a lo largo de algunas líneas. La tierra. con su forma esférica, pertenece a un grupo de figuras geométricas no desarrollables ya que, independiente­ mente de como sean cortadas, no pueden ser desarrolla­ das o desplegadas sobre un plano. En la superficie de un sólido desarrollable puede trazarse una línea recta en una o varias direcciones, pero no es posible trazarla sobre una superficie no desarrollable, como la esfera. Si quere­ mos extender las diferentes partes de una esfera sobre una superficie perfectamente plana, deberemos estirar

La superficie de la tierra en mapas

Cilindro

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,--1

1 1 1 1 1

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1

Corte

1 1 1 ___ _J I Desarrollo \ sobre el plano 1 ) \.__/

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FIGURA 1.9.

El cono y el cilindro son figuras geométricas

desarrollables.

unas áreas más que otras. Por lo tanto, es imposible realizar una proyección perfecta. Cuando un mapa se refiere a una parte pequeña de la superficie de la tierra, por ejemplo un área de 1 0 km de lado, el problema de las proyecciones puede ser ignora­ do. Si se trazan los paralelos y los meridianos como l íneas rectas, cortándose perpendicularmente y con la separa­ ción correcta, el error es probablemente tan pequeño como el grosor de las l íneas trazadas y no vale la pena corregirlo. Sin embargo, si el área comprendida en el mapa aumenta, el problema se agrava. Cuando intenta­ mos representar el globo completo, aparecen serios in­ convenientes. La distorsión sólo puede reducirse hasta un grado razonable si adoptamos un cierto compromiso en el error producido.

totalmente independiente de las unidades de medida, siendo válida para pies, millas, metros, kilómetros o cual­ quier otra unidad. Sea cual sea su nacionalidad, cualquier persona puede comprender esta fracción, independiente­ mente de su idioma o de las unidades de medida que uti­ lice. Un globo es un modelo a escala de la tierra, en el que la misma escala puede aplicarse a cualquier distancia que deseemos medir, sin tener en cuenta la latitud, longitud u orientación (figura 1 . 1 0 A), ya que la escala permanece constante en todo el globo. Sin embargo, una proyección no puede poseer la propiedad de mantener la escala, por muy perfecto que sea su diseño. Al aplanar la superficie curvada de la esfera para conformar un mapa plano, todas las proyecciones alteran la superficie terrestre de forma no uniforme y, por ello, la escala del mapa cambia de un lugar a otro. Por lo tanto, no podemos decir sobre un mapamundi: "la escala de este mapa es 1 :65.000.000'' , porque esta afirmación es falsa en cualquier tipo de pro­ yección. Sin embargo, es posible conseguir que la escala de un mapa sea verdadera, o constante, a lo largo de determina­ das l íneas. Por ejemplo, algunas proyecciones mantienen la escala constante a lo largo de los paralelos, pero no de los meridianos. Esta condición aparece ilustrada en la figura 1 . 1 0 B. Otro tipo de proyección, por el contrario, mantiene la escala a lo largo de los meridianos, pero no de los paralelos, como muestra la figura 1 . 1 0 C. Por

La escala de globos y mapas Todos los globos y mapas representan las características de la tierra a un tamaño mucho menor que el que poseen en realidad. Los globos están pensados en principio para ser modelos perfectos de la tierra, diferenciándose de ella únicamente en el tamaño, pero manteniendo las formas. La escala de un globo será, por lo tanto, la rela­ ción entre el tamaño del globo y el tamaño de la tierra, tamaño que debe ser expresado en alguna medida de 10ngitud o distancia (pero no de área o volumen) . Tome­ mos, por ejemplo, un globo de 20 cm de diámetro que represente la tierra, cuyo diámetro real se acerca a los 1 3.000 km. La escala del globo será la relación entre 20 cm y 1 3 .000 km. Si dividimos 1 3.000 entre 20, podemos expresar la escala de la siguiente forma: 1 cm sobre el globo representa 650 km en la realidad. Esta afirmación es válida para determinar la distancia entre dos puntos cualesquiera del globo. La escala se utiliza más comíínmente como una frac­ ción simple que se obtiene expresando las distancias del globo y de la tierra en la misma unidad de medida, en este caso en centímetros: 1 cm en el globo

1 cm

1

650 km en la tierra

650 X 100.000

65.000.000

Esta fracción puede ser escrita también 1 :65.000.000, si conviene para la impresión. La ventaja de este sistema de representar la escala a través de una fracción, es que es

La escala de globos y mapas



O

� La escala a ece co rrect an rm 4---:pe 15 elos los paral bre o s B

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1 D

-

La escala aumenta hacia el Sur e los meridianos

\\� 15

\

30

\

FIGURA 1 . 10.

A, Sobre el globo, la escala es correcta en todas las direcciones. B, Escala correcta a lo largo de los paral.elos pero no a lo largo de los meridianos. C, Escala correcta a lo largo de los meridianos pero no a lo largo de los paralelos. D, Escala variable tamo a lo largo de los paralelos como de los meridianos .

9

último, hay proyecciones en las que la escala varía tanto a Jo largo de los paralelos como de los meridianos, como aparece en la figura

1 . 1 O D.

90º

K

Sin de

Conservación de las áreas las proyecciones

en

Debido a que un globo es un modelo de la tierra a escala verdadera, cualquier área de Ja superficie de la tierra aparece correctamente representada a tamaño relativo sobre su superficie. Si tomamos un pequeño anillo de alambre, de unos 2 cm de diámetro, y lo colocamos en cualquier lugar de la superficie de un globo de 20 cm, el área determinada por el anillo representará Ja misma área sobre la superficie de Ja tierra. Sin embargo, este hecho no ocurre en la mayoría de proyecciones, sino únicamen­ te en aquellas que poseen Ja propiedad especial de ser

proyecciones equiáreas,

es

decir,

que conservan las

FIGURA 1.12.

Deformación de las áreas en las proyecciones

áreas. este tipo de proyecciones es que Jos paralelos y meridia­ nos se cortan en ángulo recto sobre el mapa, igual que Jo hacen sobre el globo. (Sin embargo, no todas las proyec­ ciones en que paralelos y meridianos se cortan perpendi­ cularmente son conformes.) Decir que Jos paralelos y meridianos se cortan en ángu­

2

3

lo recto equivale a decir que no hay deformación en Jos contornos de Jos fenómenos representados. La figura

1.12

ilustra el significado del término deformación: en aque­ llas proyecciones en que paralelos y meridianos son lí­ neas rectas, se forman paralelogramos que no son rectán­

FIGURA 1.11.

Las áreas pueden mantenerse aunque la escala

\' la forma cambien radicalmente.

gulos. En las proyecciones con paralelos y meridianos curvados, se trazan tangentes a los mismos en el punto de intersección. Si esas tangentes se cortan en ángulo recto, la proyección no origina deformaciones; pero si las tan­

En este punto surge un problema: si hemos establecido

gentes al cortarse forman ángulos obtusos y agudos, es

que ninguna proyección puede mantener constante Ja

que existe deformación. Las proyecciones conformes no

escala en todas las direcciones, ¿cómo es posible que

presentan deformación, pero no todos Jos mapas sin de­

círculos de igual diámetro colocados sobre el mapa en­

formaciones son conformes. Hay que destacar que un

cierren la misma área? La respuesta está sugerida en la figura

1.11.

El cuadrado, de

1

1

km de lado, encierra una

mapa conforme no puede poseer al mismo tiempo la propiedad de conservar las áreas, ya que algunas resultan

km2 entre dos meridianos y dos paralelos.

mucho mayores que en la realidad, a expensas de otras

El cuadrado puede ser transformado en rectángulos de

que resultarán más pequeñas. En general, se puede decir

diferentes formas, pero si las dimensiones cambian con­

que las áreas cercanas a Jos bordes de un mapa conforme

superficie de

venientemente, cada nuevo rectángulo encerrará una su­ perficie de

1

km2. Por Jo tanto, Ja escala ha cambiado en

tienen una escala mucho mayor que las cercanas al centro.

una dirección para compensar el cambio en otra, en la

La elección de una proyección conforme o equiárea

manera justa para mantener las mismas áreas entre parale­

depende de Jo que queramos mostrar en el mapa. Cuan­

los y meridianos que se cortan. De esta forma, cualquier

do se trata de la distribución de algún fenómeno, como

pequeño cuadrado o círculo movido sobre la superficie

el cultivo de cereales o las zonas de bosque, es conve·

del mapa determinará una cantidad constante de área de

niente utilizar una proyección equiárea. Sin embargo,

Ja superficie de la tierra. Las proyecciones que aparecen

para la mayoría de finalidades, es preferible la proyección

en las figuras

1 .20

y

1 .2 1

poseen esta propiedad de man­

conforme, ya que Jos rasgos físicos se asemejan más a las

tener las áreas, aunque es obvio que las correspondientes

verdaderas formas sobre el globo. Muchas proyecciones

redes presentan importantes distorsiones, sobre todo cer­

no son perfectamente conformes ni equiáreas sino que

ca de los bordes del mapa.

representan un compromiso entre ambas. Este compro­ miso puede ser conveniente para elaborar un mapa de características más generales, o porque Ja proyección

Conservación de las formas en las proyecciones Se dice que una proyección es conforme

presenta alguna propiedad especial que Ja hace adecuada para un uso específico. u

ortomóifica

cuando cualquier pequeña parte de la superficie de Ja tierra tiene Ja misma forma sobre el mapa. De esta mane­

Clasificación de las proyecciones

ra, el aspecto de pequeñas islas o regiones se reproduce

Las proyecciones pueden dividirse en tres grupos impor­

fielmente en un mapa conforme. Una característica de

tantes:

10

(1)

cenitales,

(2)

cónicas y

(3)

cilíndricas. Existen

La supetjicie de la tierra en mapas

Sombra proyectada sobre una pantalla plana

l'

� I / /

... ,,,.

A.,.,,.. <

'

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...

...

B

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Fuente de luz C





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...

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...........

FIGURA 1.13.

,,.

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\

',

Principio de las proyecciones cenitales.

también muchos tipos únicos que no pertenecen a ningu­ no de estos tres grupos. Las proyecciones cenitales presentan simetría radial a partir de un punto central. Algunas proyecciones cenita­ les pueden ser demostradas de forma experimental, utili­ zando una réplica de la tierra en alambre, en la que los meridianos y los paralelos estén representados por los diferentes alambres (figura 1 . 1 3 ) . En el centro del globo se coloca un foco puntual de luz, como una linterna o un arco voltaico, variando su posición, como se indica en la figura con las letras A, B, C y D. En una habitación oscura, la sombra del globo se proyecta sobre una pantalla, una pared o el techo. Esta sombra es la imagen de una verda­ dera proyección geométrica. Las proyecciones cenitales poseen las siguientes carac­ terísticas (figura 1 . 14): l. Toda línea trazada desde el centro a cualquier punto

del mapa sigue la orientación de un círculo máximo que va del centro a ese punto. 2. Si se representa todo el globo, o un hemisferio, la proyección da lugar a un mapa circular. Dado que

cualquier mapa puede ser cortado en forma circular, esta característica no es un criterio definitivo para reconocer una proyección cenital. 3. El mapa posee sime-•ía radial, de manera que todas las características se ordenan en forma concéntrica a par­ tir de su centro. Los cambios de escala y las distorsio­ nes se producen en forma uniforme hacia afuera a partir del centro. 4. Todos los puntos equidistantes del centro se sitúan sobre una línea conocida como círculo del horizonte. Cuando se representa la totalidad del globo en un mapa cenital, el borde circular del mismo representa el punto opuesto o antípoda sobre el globo. Cuando se representa un hemisferio, el borde del mapa es un círculo máximo, equidistante del punto en el que se centra la proyección. S. Todos los círculos máximos que pasan por el centre aparecen como líneas rectas en el mapa. Asimismo cualquier línea recta que pase por el centro represen­ tará un círculo máximo. Las proyecciones cenitales aparecen en tres posiciones u orientaciones: ( 1 ) polar, (2) ecuatorial y (3) oblicua o inclinada, como muestra la figura 1 . 1 7. En la posición polar, el punto central coincide con el polo norte o sur; en la ecuatorial, el centro es cualquier punto situado sobre el Ecuador; y en la posición oblicua, el centro está en cualquier punto intermedio entre el 'Ecuador y los polos. Aunque en las posiciones ecuatorial y oblicua parece no existir simetría radial, poseen las cinco caracte­ rísticas de las proyecciones cenitales. Las proyec ciones cónicas se basan en el principio de transferir la red geográfica del globo a un cono, que después es desarrollado para formar un mapa plano. Este principio también puede ser demostrado con un globo de alambre y una fuente puntual de luz (figura 1 . 1 5) . Sin embargo, en lugar de utilizar una pantalla plana, se colo­ ca un cono de plástico transparente sobre el globo, de manera semejante a como se coloca una pantalla sobre una lámpara. La sombra de los alambres, proyectada so­ bre el cono, da lugar a una proyección cónica. Si esa imagen se dibuja en lápiz y el cono es desenrollado, obtendremos una verdadera proyección cónica. Las pro­ yecciones cónicas poseen las siguientes características (véase la figura 1.18): 1. Los meridianos son líneas rectas que convergen en un punto, en los polos norte o sur.

FIGURA 1.14.

Propiedades de las proyecciones cenitales.

Clasificación de las proyecciones

FIGURA 1.15.

Principio de las proyecciones cónicas..

11

- - - - - -

utilizando un compás, u n a escuadra y un transportador. Las líneas de proyección parten de un punto diametral­ mente opuesto al punto en el que el plano de proyección es tangente al globo. La red estereográfica puede repre­ sentar mucho más que un hemisferio, aunque nunca el globo completo. Los paralelos y meridianos se encuen­ tran más próximos cerca del centro y van espaciándose hacia el exterior. En la proyección estereográfica los paralelos y meridianos son líneas rectas o arcos de cir­ cunferencia. Como esta proyección es realmente confor­ me, todos los círculos sobre el globo también lo son sobre el mapa. La escala, sin embargo, aumenta desde el centro hacia la periferia. Debido a la gran importancia que están alcanzando las regiones polares en cuanto a investigaciones científicas y en las operaciones con misiles intercontinentales, la pro­ yección estereográfica polar ha adquirido gran difusión. Las Cartas Aeronáuticas Mundiales, publicadas por el Servicio Oceánico Nacional de los Estados Unidos, están basadas en la proyección estereográfica polar para las latitudes comprendidas entre los 80º y los 90º. Los resulta­ dos de las observaciones científicas en los océanos Ártico y Antártico aparecen normalmente en mapas realizados con este tipo de proyección. Los mapas diarios del Servi­ cio Meteorológico de los Estados Unidos se imprimen también sobre una proyección estereográfica polar.

Proyección cónica secante

FIGURA 1 . 16.

Principio de las proyecciones cilíndricas.

2. Los paralelos son arcos de círculos concéntricos, cuyo centro se halla en los polos norte o sur. 3. Una proyección cónica completa es u n sector circular, nunca un círculo completo. 4. Una proyección cónica no puede representar el globo completo, y normalmente no llega a representar ni u n hemisferio. Las proyecciones cilíndricas transfieren primero la red geográfica a un cilindro que envuelva la tierra, desenro· liando después el cilindro para formar un mapa plano (figura 1 . 16) . Las proyecciones cilíndricas simples son fáciles de realizar, ya que consisten en la intersección de líneas verticales y horizontales (véase la figura 1 . 19) . El mapa que resulta de esta proyección es rectangular y puede representar el globo completo. Cuando el cilindro es tangente al Ecuador (como en la figura 1 . 16 ) , los meridianos son líneas verticales equidistantes, y los para· lelos tienen una separación variable, dependiendo de la proyección deseada. Se han ideado otros muchos tipos de proyecciones, cada una de las cuales está basada en un principio único. Hemos seleccionado algunas de las proyecciones más importantes para ilustrar los tipos más utilizados, y las propiedades expresadas anteriormente. Por ello aparecen proyecciones conformes y otras equiáreas.

Proyección estereográfica La proyección estereográfica es una proyección confor­ me que pertenece al grupo de las cenitales. La figura 1 . 1 7 muestra cómo debe construirse una red estereográfica

12

Los principios de construcción de la proyección cónica secante están señalados en la figura 1 . 18. En lugar de utilizar un cono tangente, como se sugiere en la figura 1 . 1 5 , se selecciona un cono secante que pase a través de la esfera, atravesando la superficie esférica por dos para­ l elos de referencia. Con este método se consigue un mapa con una distorsión de la escala en las regiones medias mucho menor que cuando se utiliza el cono tangente. El resultado de la proyección cónica consiste en unos meridianos rectos y radiales a partir del Polo, mientras que los paralelos son círculos concéntricos. La proyección cónica puede convertirse fácilmente en una proyección realmente conforme, simplemente espa­ ciando los paralelos de acuerdo con una fórmula mate­ mática. Con este ajuste se obtiene la proyección cónica conforme de Lambert, una red extraordinariamente im­ portante para muchos mapas de los Estados Unidos. La proyección de Lamben, adaptada a los Estados Unidos, utiliza los paralelos 33º y 45º como paralelos de referen­ cia, reduciendo el error en la escala al mínimo para el conjunto del país. Como una línea recta sob�e este mapa se acerca a un círculo máximo, puede ser también utiliza­ do en la navegación aérea. El Servicio Oceánico Nacional utiliza la proyección de Lamben como base para las cartas aeronáuticas de los Estados Unidos a escala 1 :500.000, y del mundo a escala 1 : 1 .000.000.

Proyección de Mercator Quizá la más conocida de las proyecciones sea la proyec­ ción de Mercator, inventada por Gerardus Mercator en 1 569 (figura 1 . 1 9 ) . Está basada en una fórmula matemáti­ ca, aunque puede ser explicada sin necesidad de las matemáticas. Tomando como base una proyección cilín­ drica, en la que los meridianos son líneas rectas vertica­ les y equidistantes, los paralelos deben ser espaciados

La superyicle tk la tierra en mapas

Polo Norte

1

45 ° 60

Separación de los paralelos en la red polar

75º 90 º

Oº Polar

90 º

Todos los paralelos ,..c. __ ... ;¡.( y meridianos se cortanperpendicularmente

Oblicua

90 º Ecuatorial

FIGURA 1.17.

La proyección estereográfica.

convenientemente (véase el margen derecho de la figura 1 . 19) . Tan sólo a lo largo del Ecuador la distancia entre dos meridianos contiguos es la misma que sobre un globo del mismo diámetro ecuatorial . A fin de mantener su paralelismo, los meridianos, que en la realidad conver­ gen, deben separarse progresivamente a medida que nos acercamos a los polos. A 60º de latitud norte y sur, los meridianos están dos veces más separados que en el globo, porque en este lugar un grado de longitud es sólo la mitad de lo que vale en el Ecuador. La separación en los polos es infinitamente grande, debido a que los polos son infinitamente pequeños. Si queremos que el mapa sea realmente conforme, debemos ir separando los para­ lelos hacia los polos, utilizando la misma relación de separación que resulta de la conversión de los meridia­ nos en líneas rectas. Por ejemplo, alrededor del paralelo 60º, los paralelos deben estar el doble de separados que sobre el globo porque, como ya se ha explicado, la sepa­ ración de los meridianos también es doble. Por lo tanto, a

Proyección de Mercalor

60º de latitud N, la escala del mapa es doble que la del Ecuador. En la latitud 80º la escala del mapa ha aumenta­ do por lo menos seis veces. Cerca de los polos la separa­ ción de los paralelos ha aumentado enormemente y se acerca al infinito con rapidez. Por esta razón, el mapa de Mercator suele cortarse al llegar a los 80º u 85º de latitud N y S. Los polos nunca pueden representarse. El mapa de Mercator es verdaderamente conforme . Cualquier pequeña isla o país aparece con s u forma real. Sin embargo, la escala del mapa crece enormemente a medida que nos acercamos a los polos. La importancia de esta proyección radica en que cual­ quier línea recta trazada sobre el mapa, en cualquier dirección, es una l ínea de orientación constante. Dicha línea es conocida por los navegantes como línea de rumbo o loxodroma (figura 1 . 19 ) . Si se sigue dicha línea, la brújula del barco (o del avión) mostrará que la trayec­ toria forma un ángulo constante con el norte geográfico. Una vez fijada la orientación adecuada, el barco se man-

13

90º Cono secante



Ecuador El cono corta la esfera a

30º

El cono corta

y

60º en la proyección del hemisferio norte que se muestra en la figura inferior

1

esfera

a

33º

y

45º en la proyección cónica conforme de Lambert de los Estados Unidos.

')

La escala es la mism a en los dos paralelos de ra�ra"

120º

Oº FIGURA 1 . 18.

Proyección cónica secante utilizando dos paralelos de referencia.

tiene en ella durante todo el viaje si se sigue la línea de rumbo. La proyección de Mercator es la única proyección conocida en la que las líneas de rumbo son líneas rectas y viceversa. La orientación de cualquier línea recta puede medirse con el transportador, tomando como referencia cualquier meridiano del mapa. La relación entre las rutas de círculo máximo y las líneas de rumbo aparece representada en la figura 1 . 1 9 . El camino d e círculo máximo representa l a menor distan­ cia entre dos puntos, a pesar de que en el mapa de Mercator la línea de rumbo aparece como más corta.

14

Sobre el Ecuador y los meridianos (pero sólo sobre ellos ) , las líneas de rumbo y los c írculos máximos son idénticos. Aunque es indispensable en la navegación, la proyec­ ción de Mercator presenta serios inconvenientes para su utilización en mapamundis en los que se quiera expresar información geográfica relacionada con áreas de distribu­ ción de fenómenos. Esta red es extraordinaria para las regiones ecuatoriales, pero al alejarnos de éstas, las dis­ torsiones de la escala son muy acusadas. Debido a la infinita extensión que se produce al acercarse a los polos, La super:ftcle de la tierra en mapas

la escala a umenta rápidamente hacia el Polo

45º 30º -+--+�-+-__¡_�+:";>o.i,.,_c+c �-t-----t�-t- ---tt�-t--t�-t-�.-C- --¡---->t...,._ -t:-"�'r-� -t--+�t-� 1 5º i--i'-t--+�C---t--+---11-t-t--t--:1'1'---t��'fl;i-,--.;l;o::-t--1 0º

1-..� . -A--!-- --+-� 1 5 º

15º Oº 15º

60º

180º

150º

FIGURA 1. 19.

120º

90º

60º

30º



30º

60º

90º

1�0·

1 50º

180º

Proyección ecuatorial de Mercator.

este mapa muestra cómo las áreas continentales de Nor­ teamérica, Asia y Europa se agrupan alrededor del Océa­ no Glacial Ártico. Para un observador no experimentado, esto puede producir la falsa sensación de que esas tierras están aisladas. . Por otra parte, ciertos tipos de información geográfica quedan mejor representados sobre la proyección de Mer­ cator. Debido a la precisión con que pueden trazarse las l íneas que simbolizan las direcciones de la brújula, esta proyección es adecuada para representar la dirección de las corrientes marinas o de los vientos, la dirección que señala la brújula, o las isobaras e isotermas. En posterio­ res capítulos se verán ejemplos de la utilización de la

proyección de Mercator. Esta proyección se complemen­ ta a menudo con dos proyecciones estereográficas, una para cada polo.

Proyección bomolográfica Una proyección bastante utilizada por los geógrafos para representar el globo completo es la proyección homolo­ gráfica (figura 1 .20). Etimológicamente, la palabra "ho­ molográfica" significa "misma área " , propiedad que po­ see este tipo de proyección. Un hemisferio tiene contor­ no circular; el otro, dividido en dos partes de contorno

FIGURA 1 . 20. Proyección homolográfica.

Proyección bomolográfica

15

La deformación de las áreas es muy acusada en los bordes

Los meridianos son curvas sinusoidales

FIGURA 1 .2 1 .

Proyección sinusoidal.

elíptico, se añade a ambos lados del anterior. Si exceptua­ mos el meridiano central, que es una línea recta, y el hemisferio circular, todos los meridianos restantes son semielipses. El Ecuador tiene el doble de longitud que el meridiano central, tal como sucede realmente en el glo­ bo. Los paralelos son l íneas rectas y horizontales cuya separación disminuye hacia los polos. La proyección homolográfica tiene diversas ventajas y desventajas. Su propiedad de conservación de las áreas la hace valiosa para mostrar la distribución global de fenó­ menos geográficos, como usos del suelo o unidades polí­ ticas. Es una excelente red para las regiones de bajas latitudes, y por ello se utiliza a menudo para realizar mapas de África. Sin embargo, la extraordinaria distorsión que presentan las regiones polares ha restringido su utili­ zación.

Proyección sinusoidal En ciertos aspectos, la proyección sinusoidal es semejan­ te a la proyección homolográfica. Es una proyección que

conserva las áreas, con un meridiano central recto y para­ lelos horizontales (figura 1 .2 1 ) . La diferencia está en el tipo de curva utilizada en los meridianos. Mientras la red homolográfica utiliza elipses, la red sinusoidal emplea curvas sinusoidales. Los paralelos están espaciados uni­ formemente (son equidistantes) . Por esta razón, es mejor para las zonas de latitudes altas que la proyección homo­ lográfica, aunque la deformación sigue siendo impor­ tante.

Proyección bomolosena La proyección bomolosena, inventada por el Dr. ] . Paul Goode en 1923, es una combinación de los tipos homolo­ gráfico y sinusoidal. La proyección sinusoidal se utiliza entre los 40º de latitud N y S, y la homolográfica para el resto del globo. La proyección homolosena discontinua (figura 1 .22) muestra América del Norte, Eurasia, Suda­ mérica, África y Australia; cada zona continental está re­ presentada utilizando el meridiano más apropiado. En otra variación de este mapa, Eurasia queda dividida en el

FIGURA 1.22_

Proyección homolosena discontinua de Goode. (A partir del mapa base de Goode. Copyright por la Universidad de Chicago. Usado con el permiso del Departamento de Geografía. )

L a superjlde de la tierra en mapas

meridiano 60º E, mejorando enormemente Ja presenta­ ción de Asia Oriental. Finalmente, un medio de mostrar Ja información de las áreas continentales con el máximo de ventajas en el espacio reducido de un libro, es el que utiliza la proyec­ ción homolosena discontinua, comprimiéndola de forma que se eliminen las áreas oceánicas y se aproximen los continentes. Véase, por ejemplo, nuestro mapa climático, Lámina C2.

Selección de una proyección Es necesario seleccionar la proyección más adecuada para el tipo de información que quiera ofrecerse. Para representar la distribución de fenómenos geográficos que ocupan una superficie (suelos, tipos de vegetación, climas o unidades políticas) , debe utilizarse una proyec­ ción que conserve las áreas. Una proyección conforme es adecuada para mostrar sistemas de líneas en los que la orientación sea importante (isotermas o isobaras, vientos o corrientes oceánicas) . Para las latitudes altas se ha de emplear una proyección polar. Algunos aspectos del medio ambiente de especial inte­ rés en geografía física cambian sistemáticamente desde el Ecuador hacia los polos. Estos fenómenos dependen fun­ damentalmente de la latidud, por ejemplo, las temperatu­ ras, climas, suelos o tipos de vegetación. Para su repre­ sentación es necesario utilizar una proyección con para­ lelos rectos y horizontales, ya que el ojo puede seguir fácilmente una latitud determinada a lo largo de todo el mapa. Antes de empezar a analizar datos y a representar las conclusiones sobre un mapamundi, hay que asegurarse de conocer las características de la proyección, sea equiá­ rea, conforme o de cualquier otro tipo. En caso de duda pueden compararse dos o más proyecciones de las mis­ mas regiones y analizar los posibles conceptos erróneos que pueda contener cada una. Es recomendable consul­ tar un globo de calidad para establecer relaciones de distancias y orientación entre puntos y áreas. Resulta insustituible como modelo a escala verdadera de las ca­ racterísticas de la superficie terrestre.

Mapas a gran y pequeña escala La escala de los mapas varía desde aquella que ofrece una información general, mostrando la red geográfica de toda la tierra o de un hemisferio, a aquella que sólo muestra pequeñas secciones de la superficie terrestre. Estos ma­ pas, a escala grande o intermedia, son capaces de repre­ sentar la gran cantidad de información geográfica dispo­ nible, mostrándola de forma conveniente y efectiva. Por razones prácticas, los mapas se imprimen en hojas de papel inferiores a 1 o 2 metros de largo que tienen los mapas de carreteras o las cartas náuticas. Los libros de mapas -atlas- están impresos en páginas de dimensiones normalmente inferiores a 30 cm por 40 cm, mientras los mapas que aparecen en los libros de texto o en las publicaciones científicas son aún más pequeños. En realidad, no sólo el tamaño de la hoja o página determina la información que el mapa pueda contener, sino también la escala en que el mapa está realizado. Es necesario destacar que la magnitud relativa de dos esca­ las diferentes se determina analizando qué fracción re­ presentativa es mayor y cuál menor. Por ejemplo, una

Proyección transversal de Mercator

escala 1 : 1 0 .000 es dos veces mayor que una escala 1 : 20.000. Muchos estudiantes cometen el error de pensar que la fracción de mayor denom inador representa la esca­ la mayor. Si existe alguna duda, debe preguntarse a sí mismo: ¿qué fracción es mayor, 1 /4 o 1/2? En el caso de globos o mapas que representen toda la tierra, la escala oscila entre 1 : 100.000.000 y 1 : 1 0 .000.000; se trata de mapas a pequeña es cala. Por ejemplo, un mapamundi mural cuyo Ecuador mida 2 metros (en reali­ dad mide 40.000 km) tendrá una escala 1 :20.000.000. La escala pequeña debe ampliarse hasta la cifra de 1 :500.000. Desde ese valor hasta 1 : 1 00.000 hablaremos de mapas a escala intermedia. Por último, aquellos ma­ pas cuya escala es superior a 1 : 1 00.000 son mapas a gran escala.

Sistemas de coordenadas planas Hasta ahora sólo hemos considerado un sistema de coor­ denadas -la red geográfica- para la localización de pun­ tos sobre un globo o mapa. Los mapas a gran escala o a escala intermedia suelen estar limitados generalmente por paralelos y meridianos. En esos casos, una serie de mapas puede estar basada en una proyección seleccio­ nada. Las coordenadas geográficas pueden considerarse como coordenadas esféricas porque determinan puntos en una superficie esférica (elipsoidal) . En la mayoría de proyecciones, los paralelos o los meridianos son líneas curvas. Además, no son l íneas equidistantes sobre el glo­ bo y no pueden ser representados de forma perfecta en ninguna de las proyecciones corrientes. Por lo tanto, deberá utilizarse un sistema completamente diferente, de coordenadas planas, para disponer de un conjunto de líneas rectas que se corten perpendicularmente sobre el mapa plano, teniendo en cuenta el tipo de proyección utilizado. La red que se forma de esta manera consiste en verdaderos cuadrados que se superponen a la red geográ­ fica. Un sistema de coordenadas planas puede ser super­ puesto a cualquier proyección. Por ejemplo, algunos es­ tados de Estados Unidos han creado sus propios sistemas de coordenadas planas basadas en la proyección cónica conforme de Lambert. Por supuesto, estos sistemas se refieren únicamente al estado individual y no se extien­ den a los estados próximos. Además, un sistema basado en la proyección cónica conforme de Lambert no es adecuado en casos como los de Alaska y Canadá, ya que los paralelos de referencia están seleccionados de forma adecuada para representar los 48 estados contiguos. Por tanto, para que un único sistema de coordenadas planas tenga una aplicación completa se necesita una proyec­ ción que sea apropiada para una gran amplitud de lati­ tudes.

Proyección transversal de Mercator Para cubrir las necesidades de un sistema internacional de coordenadas planas, los cartógrafos idearon la proyec­ ción universa/ transversa/ de Mercator (UTM ) . Igual que la proyección de Mercator, la UTM utiliza como base un cilindro tangente al globo, pero en lugar de ser tan­ gente en el Ecuador lo es a lo largo de un par de meridia­ nos opuestos, como se indica en la figura 1 .23 A. La

17

escala del mapa es correcta a lo largo del meridiano central. Si seleccionamos una estrecha banda, de unos pocos grados de arco, hacia el este y hacia el oeste del meridiano central, el aumento de la escala es muy peque­ ño y, al mismo tiempo, se mantienen las ventajas de una proyección conforme. Únicamente se utiliza una estrecha zona a cada lado del meridiano central. Una pequeña modificación ha conseguido dar un má­ ximo de utilidad a la proyección UTM . El cilindro envol­ vente, en lugar de ser tangente a lo largo de un meridia· no, corta al globo según dos círculos menores, siendo ésta la posición denominada secante (figura 1 . 23 B) . En este caso, la escala es constante a lo largo de dos rectas paralelas y verticales sobre el mapa, disminuyendo las variaciones de escala en una zona de varios grados de an­ chura.

Red UTM

B

FIGURA 1.23. A. La proyección transversal de Mercator utiliza un par de meridianos tangentes al cilindro. B. En la misma proyección la posición secante minimiza los cambios de escala en una estrecha franja.

X

1

w

1

T

Q

Eh)'º "

90°E

o

s

R

X

1

180°

90ºW

1

1

1

V

u

La red Universal Transversal de Mercator (red UTM) empezó a ser utilizada como Red Militar de los Estados Unidos y como sistema de referencia de la Red Británica. Desde entonces ha pasado a convertirse en el sistema internacional, empleado en aplicaciones tanto científicas como militares. Es particularmente importante en la loca­ lización de puntos observados desde satélites espaciales. La red UTM utiliza el metro como unidad de longitud. Las coordenadas de la red de cualquier pequeña área pertenecen a una particular zona de la red. El sistema UTM se utiliza en las latitudes comprendi­ das entre los 80º S y los 84º N. A partir de esas latitudes





f---

-

p

Designación de la zona de la red: 3 P

H

f--

.V

N

U PS

M L



H

UPS



A

90º W

E D c 1

¡

2

3

4

5

6

7

8

1

gl

Long. Oeste

56º

s

40°

Q

24º

N



64º

T

48º

R

32º

p

16º

J



G

F

u

V

K



-•

J

72º

L

Cuadrilátero 6º X 8º

K

w

M

Ecuador

J

23 24 25 26 27 28 29 30 3 1 32 33 34 3 5 36 1

� /B

.e, �'O<:;)

180º

H G 90º E

F

-

153¡54 55 56 57 58 59

84º

E

D c

8º 16º 24º 32º 40º 48º 56º 64º 72º

60

Long. Este

FIGURA 1. 2 4 . I dentificación de los cuadriláteros de 6° x 8º en el sistema de referencia de la red UTM. (Según los Departamentos del Ejército y de las Fuerzas Aéreas de los Estados Unidos . )

18

La supnficie de la tierra

en

mapas

hacia los polos, se utiliza la Red Estereográfica Polar (UPS) , basada en la proyección estereográfica polar. La existencia de gran cantidad de zonas de la red UTM requiere un sistema que permita indicar la posición glo­ bal aproximada, no sólo la correcta zona de la red, sino también la localización particular del punto dentro de la red, ya que son muchas estrechas bandas de gran exten­ sión latitudinal. El Sistema de Referencia de la Red pro­ porciona esta información utilizando números y letras, como muestra la figura 1 .24 . La superficie terrestre comprendida entre los paralelos 84' N y 80' S se considera dividida en áreas geográficas, o cuadriláteros de 6' de longitud por 8' de latitud. Los límites norte y sur de estas áreas conforman las 60 zonas de la red UTM, mientras que la posición este-oeste de las columnas se designa por los números de la zona de la red, que comienza con la Zona 1 ( 1 80' a 1 74' W) y aumenta hacia el este, hasta la Zona 60 ( 1 74' a 180' E ) . Las franjas horizontales de 8' d e amplitud se designan por letras, comenzando con la C (80' a 72' S) y acabando por la X, en los 84' N. La coordenación de un cuadrilátero de la red se realiza a través de un número y una letra, tal como 3P, en la figura 1 .24. El cuadrilátero más pequefio de la red UTM tiene 1 .000 m de lado. Una muestra de la red de 1 .000 m aparece en la figura 1 .25. Los números de la red aumentan hacia el este (hacia la derecha) , mientras los números de las líneas horizontales aumentan hacia el norte (hacia arriba) . En este caso se han eliminado los tres ceros así como aque­ llos dígitos que indican los centenares, millares y millo­ nes. Para indicar las coordenadas, primero se dan los metros hacia el este y después hacia el norte. De esta

Borde del mapa

3883 t--t---'--lt--4'-'--l.._.,.S-l¡_....

� de Fayettey¡Ue, N.C.,

;;Cuadnl ,; naul!> (1:2\QOO> ��:

Hoja 5254 111 sw Mal;¡¡ del Setvlclo del EJértiW zona 17

......

de la, red UTM

35' 00' 00"

1

q

683 ººº m E 684

79 • o· oo"

685

686

Escala

687

688

ª'liF*

689

4000 1000 =º===l= 3= 2º º== ºº=º== ºº=º== =º== C"==

FIGURA 1.25. de 1 .000 m .

Metros

Coordenadas de la red UTM en la cuadrícula

Contenido de los mapas

manera, debe leerse hacia la derecha y hacia arriba. Un cuadrilátero de la red se designa por las coordena­ das de la red de la esquina inferior izquierda. Por lo tanto, el cuadrado A se designa por la i ntersección de las líneas de la red 87 este y 80 norte. Estos números se es­ criben juntos, es decir, 8780, que representa la notación reducida para las coordenadas 687.000 m este, 3.800.000 m norte. Para un punto particular dentro de una cuadrícu­ la de la red, las coordenadas se leen a partir de la décima parte de un cuadrado de la red, que es 1 00 metros.

Contenido tk los mapas Hasta ahora, nuestro estudio de la cartografía -la ciencia de los mapas y de su elaboración- se ha basado única­ mente en una red que determina espacios en blanco. La información ofrecida por una red se limita a una única categoría: la localización absoluta de los puntos sobre la superficie elipsoidal del globo. ¿Qué otros tipos de infor­ mación puede mostrar un mapa plano? El número de categorías es casi infinito, ya que un mapa es capaz de ofrecer información sobre cualquier fenómeno que ocu­ pe una localización determinada en un momento deter­ minado. Sería necesario utilizar cientos de páginas para expresar la cantidad de categorías de información que pueden aparecer en los mapas. Para los factores de geo­ grafía física, centrados principalmente en el medio físico de la vida, la lista se reduce bastante, pero continúa siendo enormemente extensa. Una forma de clasificar la información utilizada en geografía física es en base al tiempo. Esto puede resultar extrafio ya que los mapas congelan el tiempo. Por defini· ción, un mapa no puede mostrar el tiempo por sí mismo, pero sí puede mostrar sus efectos. En primer lugar pode­ mos distinguir los mapas que muestran información que no cambia con el tiempo o, más concretamente, cosas que no cambian de forma apreciable durante décadas o incluso durante siglos. En esta categoría se incluyen ob­ jetos materiales, naturales o culturales (realizados por el hombre) . Ejemplos de ello son la formación de las rocas, valles, tipos de suelos, límites políticos, carreteras o igle­ sias. Como muchos fenómenos se producen al mismo tiem­ po, deben presentarse en un único mapa varias caracterís­ ticas, es decir, en un mapa múltiple. Los mapas naciona­ les publicados por los gobiernos pertenecen general­ mente a este tipo. Utilizando gran variedad de símbolos o colores, estos mapas ofrecen mucha información útil para los usuarios, que deben seleccionar y utilizar sólo una categoría de información. Sólo es necesario observar el mapa que aparece al final de este libro para apreciar la cantidad de elementos físicos o culturales que puede contener un mapa. Testimonio de la gran duración de la mayoría de información ofrecida es que estos mapas son producidos y distribuidos en gran número. Sin embargo, estos mapas múltiples representan la realidad en un mo­ mento determinado del tiempo. En este sentido, se trata de verdaderos documentos históricos. En contraposición a estos mapas está el mapa temáti­ co, que presenta una única categoría de datos. Hay mu­ chos ejemplos de este tipo: distribución de la población, límites de distritos electorales, eras geológicas, altura de la superficie terrestre sobre el nivel del mar, número de días de helada en el afio, o la velocidad del viento en la alta atmósfera, son algunos de ellos.

19

Entre los mapas temáticos también podemos hacer una división teniendo en cuenta el factor tiempo. En primer lugar están aquellos que representan elementos estables en la localización y el tiempo (ello no quiere decir que sean invariables) . Por ejemplo, las áreas geológicas, fron­ teras políticas, cementerios o autopistas. En segundo lu­ gar, está el tipo de fenómenos que varía constantemente, como la población o la velocidad del viento. Los mapas de este tipo muestran Jos fenómenos en un ¡ momento determinado o en un corto intervalo de tiempo, durante el cual fueron realizadas las observaciones. Los mapas de población ofrecen los datos de los censos, obtenidos mediante un trabajo que dura meses. Los mapas que representan la velocidad del viento ofrecen el aspecto de la atmósfera en un determinado momento, utilizando observaciones tomadas simultáneamente.

;

Dunnett FIGURA 1.27.

�Orford

,

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• North Biggs o

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Curva de

-

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' 200



Bosque

+

Iglesia

Carretera

nivel

/'.., Límite de

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Oxton

'

\+

parroquia



Pueblo

¡

Iglesia con torre

Pradera

FIGURA 1.26. Mapa planimétrico de un área imaginaria con 10 pueblos. (Según J.P. Cole y C .A.M. King, Quantitative

Geography, p. 37, figura 2 . 3 . Copyright 1968 por John Wiley and Sons, Londres. Reproducido con permiso.)

Por último, aquellos fenómenos que cambian rápida­ mente, como la velocidad del viento, la temperatura del aire, las precipitaciones o las corrientes fluviales, tieren que ser estudiados durante un período amplio para obte· ner un promedio que sea relativamente constante en el tiempo. En el caso de la temperatura del aire, se produ­ cen continuas fluctuaciones que suceden según un ritmo diario y estacional. Las observaciones permiten obtener una media de esas fluctuaciones diarias, mensuales, anuales y finalmente la media de un período de 20 a 50 afios. La distribución de esas medias se representa des­ pués sobre el mapa. Los mapas temáticos de geografía física que aparecen a lo largo de este libro muestran todos los tipos de esta división en categorías según el factor tiempo.

20

Mapas del río Mississippi en tres escalas diferentes. A. 1 : 20.000. Las curvas de nivel del canal indican la profundidad según el nivel medio del agua. B. 1 :250.000. La l ínea del agua sólo indica el cauce. C. 1 :3 .000.000. El cauce aparece como un símbolo lineal. (Cuerpo de Ingenieros del Ejército de los Estados Unidos . )

Símbolos de los mapas Los puntos y líneas que representan diferentes elementos en un mapa deben tener un tamafio que los haga apropia­ dos para lo que quieren indicar, de manera que se con­ vierten en símbolos de los conceptos matemáticos que representan. Un símbolo puntual puede variar su diáme­ tro de acuerdo con lo que se quiere mostrar; asimismo, un círculo también puede servir como indicador de una localización. Hablando aún más ampliamente, puede ser cualquier elemento que sefiale un lugar concreto, es decir, una letra, un número o un pequefio dibujo del objeto que representa (véase la "iglesia con torre" en la figura 1 .26) . En cuanto a los símbolos lineales, pueden variar en su anchura. Un área específica de la superficie planimétrica puede ser representada mediante un símbo­ lo superficial, que puede ser una simple línea que mar­ que el límite, un disefio distintivo o un color. Un mapa que contenga todos estos tipos de símbolos puede ofrecer gran cantidad de información, como mues­ tra la figura 1 .26. En este caso, el mapa utitiza dos tipos de símbolos puntuales (iglesias) , tres clases de símbolos lineales y cuatro de símbolos superficiales (si las parro­ quias son consideradas como áreas delimitadas ) . En con­ junto ofrece nueve categorías de información. Los símbo­ los lineales pueden atravesar otros superficiales, o los símbolos puntuales pueden superponerse a los superfi­ ciales. Igualmente, dos tipos diferentes de símbolos su­ perficiales pueden coincidir. La relación entre los símbolos y la escala tiene gran importancia en cartografía. Los mapas a gran escala, como los planos de arquitectura o ingeniería, deben mostrar los objetos con su verdadera forma. Es lo que se denomina modelos . pictóricos o icónicos (del griego eikon, "ima­ gen" ) . Cuando se reduce la escala de un mapa, la imagen La supet:ficie de la tierra en mapas

us so

e de los objetos se va generalizando más y más, hasta convertirse en una analogía (por ejemplo, representar una iglesia como un cuadrado con una cruz) . Por último, la analogía se convierte en un puro símbolo, utilizando un punto o una línea. En geografía física tenemos un ejemplo perfecto en la representación de un río, como el caso del Mississippi en la figura 1 .27. Esta figura muestra el cauce del río a tres escalas diferentes, comenzando por

una representación pictórica, evolucionando a una analo­ gía en la que el cauce es representado por una doble línea y acabando por un único símbolo lineal. Al aumen­ tar la generalización, los detalles de las orillas del río y de su cauce se van simplificando. El nivel de representa­ ción de los detalles pequefios es conocido con el térmi­ no resolución, que tiene el mismo significado que en fotografía o en la observación telescópica. Los mapas a

FIGURA 1.28.

Mapa de flujos de los Estados Unidos, mostrando la magnitud relativa de los ríos a través de una línea de anchura proporcional al caudal medio anual. (Servicio Geológico de los Estados Unidos.)

Símbolos de los mapas

21

gran escala tienen un poder de resolución mayor que los mapas a pequeña escala.

Supongamos que

Z e s siempre un elemento individual

y que todos los elementos son iguales; por ejemplo, una

Un tipo interesante de mapa, que manipula la anchura

granja o una persona. Podríamos entonces escribir el

" 1 " en la localización exacta pero, en lugar de

de Jos símbolos lineales, es el mapa de flujos, en el cual

número

la función de Ja línea es indicar la dirección y el volumen

ello, es más apropiado colocar un punto en tal localiza­

del flujo en forma de cantidad de materia o de energía.

ción. El punto puede referirse no sólo a un elemento

1 .28, la línea se convierte en

determinado sino también a un número de individuos

una banda cuya anchura es proporcional al volumen de Ja

fijado con anterioridad; por ejemplo, cada punto puede

corriente. En efecto, el mapa es un tipo de gráfico pictóri­

representar

co, diseñado para una rápida percepción visual.

en el momento en que dos o más puntos tuvieran exacta­

Como se indica en la figura

1 00 o 1 .000 individuos. El problema surgiría

mente las mismas coordenadas en la red. Pensemos ahora en otro tipo de información que pue­ da ser representado por la coordenada

La tercera dimensión en los mapas La información geográfica viene dada en varias dimensio­ nes (utilizando el término "dimensión" tanto en sentido matemático como en sentido rotundo) . Los mapas deben ser capaces de mostrar esas dimensiones. Éstas pueden observarse en una hoja de papel en Ja que esté impresa la red UTM a una escala determinada. La información que aparece es planimétrica, es decir, se halla situada sobre un plano geométrico. La red, con sus líneas que se cruzan en ángulo recto, es un sistema de coordenadas planas

rectangulares. Las dos coordenadas se designan por las letras

X (línea horizontal) e Y (línea vertical) , como 1 . 29 A. La localización del punto P

muestra Ja figura

viene dada por las distancias

x

e y, con la notación P (x,y) .

Estas distancias se miden desde un punto de origen común,

Z , como por ejem­

plo un lago con una orilla bien delimitada. El lago puede

O, donde tanto X como Y son iguales a cero.

ser representado en la superficie planimétrica por un área cuyos l ímites están indicados por una línea. La di­ mensión

Z entra en juego cuando tratamos de representar

y expresar el hecho de que Ja superficie del lago es una entidad física diferente a la superficie que lo rodea. De esta forma tenemos dos posibilidades en una localización determinada de la red: lago y no lago; existencia de agua y no existencia; es un caso de "presente o ausente" o de "dentro o fuera" . Si estamos asignando puntos sobre la red, podemos dar un valor de

1 para el lago y de O para

donde no hay lago. Al realizar el mapa, podemos asignar un color azul para el lago y dejar el resto sin color. Independientemente del sistema que utilicemos, el con­ tenido de la información se encuentra todavía en la terce­ ra dimensión.

Para indicar la tercera dimensión es necesario introdu­ cir una tercera coordenada, como se muestra en Ja figura

Z, perpendicular a X e Y, 1 .29 B. De esta manera, un

punto en el espacio queda designado como

P(;,y,z) ·

Cual­

quier información de un mapa, excepto la localización de Jos puntos, nos la ofrece la tercera dimensión, que puede denominarse también dimensión

Z.

Un problema fundamental en cartografía es representar la tercera dimensión en una superficie plana. ( E l diagra­ ma de la figura

1 .29 B debe ser excluido ya que, hablan­

do con exactitud, no se trata de un mapa.) Si Ja coordena­ da

Z es en realidad una medida de longitud (por

ejemplo, altitud o elevación) podemos colocar la medida adecuada en el punto proyectado dentro de la red

X -Y.

La tercera dimensión no tiene por qué ser siempre una medida de longitud. Puede tratarse de u n feQómeno o propiedad observado que esté asociado a un punto en la red. Por ejemplo, podría representar la duración en días del período de heladas. En otro caso, podría ser el peso del mayor trozo de granizo encontrado en el suelo des­ pués de una tormenta. También, la dirección o velocidad del viento a una altitud de

10 km . En estos casos que

hemos citado, la tercera dimensión representa tiempo, masa, azimut y velocidad respectivamente.

Análisis de la tercera dimensión en los mapas planos Representar la tercera dimensión de información en una superficie plana, de coordenadas

X e Y, es un gran pro­

blema en cartografía, que se ha intentado solucionar de varias maneras. En muchos casos, los datos disponibles son fruto de unas observaciones puntuales de carácter cuantitativo. En otras palabras, son una serie de números que describe cómo un fenómeno determinado varía de un lugar a otro en la superficie terrestre. En el lenguaje estadístico, u n número de este tipo es una variable; el conjunto de variables forman una muestra; el total de variables que se obtendrá es la población. Cada variable viene dada por su par de coordenadas

XY. Comenzando con una red en blanco, como la red UTM/UPS, cada variable es señalada por un número en su punto correcto. Cuando Ja información consiste sim­ plemente en la presencia o ausencia de una cantidad o atributo -numéricamente,

1 o 0- se procede de la mane­

ra indicada. Cuando todas las localizaciones hayan sido señaladas dispondremos de una serie de puntos esparci­ dos por la superficie (figura

1 .30) . Otro método diferente

utiliza una red para localizar las variables. Una muestra de coordenadas

O A

ED

FIGURA 1.29.

22

z

X e Y se toma como una tabla de núme­

ros al azar. Para muchos tipos de datos, sin embargo, la

• p(x,y,z)

localización de las variables está predeterminada por la existencia de unas estaciones de observación fijas y no u niformes. Por ejemplo, en el caso del tiempo y del clima, los datos se recogen normalmente en estaciones instaladas en los aeropuertos. Independientemente del

X

método utilizado, siempre nos encontramos con una se­

B

La tercera dimensión en los mapas.

rie de números o puntos situados sobre una superficie. Una vez obtenida esta superficie, el procedimiento habitual consiste en superponer una cuadrícula al mapa.

La supeificie de la tierra en mapas

FIGURA 1.30.

Mapa de puntos mostrando la distribución de suelos del tipo Alfisols en los Estados Unidos. (De Philip J. Gersmehl, 1977, Annals of the Assoc. of Amer Geographers, vol. 67, p. 426, figura 7. Copyright 1977 por la Association of American Geographers. Utilizado con permiso.) 10

94

91

87

81

78

73

70

69

66

63

9

90

88

82

78

74

69

65

62

58

57

8

85

81

74

71

66

62

59

54

46

39

7

80

74

65

63

62

60

52

44

40

36

6

73

68

62

60

57

52

46

37

32

29

5

65

61

59

56

51

45

37

31

24

20

4

62

60

54

49

44

38

26

22

19

13

3

57

51

48

46

40

26

21

15

12

5

2

50

49

44

38

30

20

12

8

4

o

47

46

42

40

27

18

11

6

o

o

2

3

4

5

A

6

7

e

Tercera dimensión

en

los mapas planos

8

9

10

0-20

B

FIGURA 1 . 3 1 . Representación de la densidad en los mapas. A. Red de cuadrados. Las figuras muestran el número de observaciones que pertenecen a un cuadrado. B. Mapa de coropletas, mostrando diferentes clases con acusadas discontinuidades. C. Las isopletas muestran una superficie continuamente variable. Las flechas indican la dirección del gradiente.

23

TABLA 1 . 1 .

Ejemplos de isopletas

Nombre de la isopleta

Raíz griega

Isobara Isoterma

baros, peso therme, calor

lsotaca Isoyeta Isohipsa Línea isogónica

tachos, velocidad hyetos, lluvia hypso, altura gonia, ángulo

Ejemplos en el texto , figuras

Característica descrita

6.2, 6.8

Presión barométrica Temperatura del aire, agua o suelo Velocidad de un fluido Precipitación Elevación Declinación magnética

5.19, 5.22 6.20 7.21 1 5.33, 2 1 . 8 1 .28

El número de puntos que aparece en cada cuadrado se

has, "cantidad" ) . El término isorritmo (del griego arith­

considera localizado en su centro. El resultado es una

mos, "número") se utiliza también en el mismo sentido. Las isopletas muestran una superficie imaginaria conti­ nua que asciende o desciende de un lugar a otro sin

toma como valor representativo de ese cuadrado y se serie ordenada de números que representan la densidad de puntos en cada cuadrado. La figura 1 . 3 1 A muestra la

densidad de números en cada una de las 100 divisiones de la cuadrícula.

saltos bruscos. Las isopletas pueden representar un plano inclinado o una superficie ondulada con colinas y valles. Un plano inclinado, unido a las cifras correspondien­

Entonces podremos asignar a cada área una trama o

tes definiría una tendencia de valores superiores a inferio­

color, utilizando una escala de los números agrupados

res; a menudo nos referimos a dicho mapa como super­

o clases de valores. Un ejemplo de ello aparece en la

ficie de tendencias. Las líneas discontinuas con flechas

en la que las observaciones se han dividido

de la figura 1 . 3 1 C muestran la dirección del gradien­

en cinco clases. En este caso, la asociación de los cuadra­

te de la superficie inclinada. Obsérvese que las líneas

figura 1 . 3 1

B,

dos no es fortuita sino que están agrupados en distintas

de gradiente cruzan siempre las isopletas en ángulos

zonas que cruzan la superficie en diagonal, mostrando

rectos.

los datos una clara tendencia a disminuir desde arriba a la

Los mapas de isopletas son probablemente el tipo más

izquierda hacia abajo a la derecha. Esta representación en

importante de mapa, encontrado en las diferentes ramas

áreas es conocida con el nombre de mapa de coropletas

de la geografía física. La tabla 1 . 1 facilita una lista parcial

(del griego, chor, choro, "espacio abierto" ) . Las diferen­

de isopletas de diferentes clases, utilizadas en las cien­

tes zonas de los mapas de completas no tienen que ser necesariamente rectangulares, con divisiones en forma

cias de la tierra, juntamente con sus nombres específicos

y las clases de información que desarrollan. Se citan

de ángulo recto, como en el ejemplo. Los límites de las

además ejemplos que aparecen en el libro de texto. En el

zonas pueden ser líneas curvadas. Es importante destacar

apéndice 3 se explica una clase especial de isopleta, las

que esas líneas representan discontinuidades abruptas,

curvas de nivel, como un instrumento para mostrar la

como las subidas verticales de un tramo de escaleras . Pasar de una zona a otra es como subir o bajar los pelda­ ños de una escalera. Un tratamiento más sofisticado de los datos aparece en

la figura 1 . 3 1 C. Tomando las variables que ocupan los

configuración de las características de la superficie te­

rrestre tales como montañas, valles y cuencas.

La cartografía moderna ha realizado esfuerzos impor­

tantes en reunir, presentar y analizar información geo­

gráfica a través de datos obtenidos con instrumentos

puntos centrales de los cuadrados, las líneas se han dibu­

instalados en aviones y vehículos orbitales y procesados

jado de manera que muestren la posición de todos los

por computadoras de alta velocidad. En el capítulo 4 se

puntos que poseen el mismo valor. Estas líneas de igual

valor se llaman isopletas (del griego isas, "igual" y plet-

24

desarrolla esta materia bajo el título de " Percepción re­ mota para la geografía física " .

L a supet:ficie de la tierra en mapas

CAPÍTULO

2

Las estaciones y la hora

Las diferencias entre los diversos medio-ambientes de nuestro planeta dependen en gran manera de la influen­ cia de los rayos del sol. El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la superficie de la tierra varía profun­ damente con la latitud y con la época del año, lo cual determina fenómenos como el recorrido aparente del sol en el cielo, la duración variable del día y de la noche, y la sucesión anual de las estaciones. Estos ritmos diarios y estacionales actúan como controles fundamentales de la temperatura del aire, los vientos, las corrientes marinas, las precipitaciones y las tormentas. Todos estos fenóme­ nos se interrelacionan de manera que conforman los diversos climas de la tierra. La comprensión de las relaciones entre la tierra y el sol requiere pensar en tres dimensiones. Es necesario visua­ lizar la tierra esférica girando como una peonza alrede­ dor de su eje pero, al mismo tiempo, moviéndose en una trayectoria circular alrededor del sol. Superpuesta a este sencillo sistema está la inclinación del eje de la tierra con respecto al plano en el que viaja alrededor del sol. Pode­ mos observar este sistema desde el punto de vista imagi­ nario de un observador alejado en el espacfo; pero tam­ bién debemos pensar en los mismos movimientos desde el punto de vista real de un observador situado en la superficie de la tierra, girando al mismo tiempo que la tierra y sostenido en ella gracias a la gravedad te­ rrestre.

Rotación de la tierra El movimiento de la tierra alrededor de su eje polar se denomina rotación. En el estudio de las relaciones entre el sol y la tierra utilizamos como período de rotación el día solar medio que consiste en 24 horas. Este es el período de tiempo necesario para que la tierra haga un giro completo sobre sí misma, con respecto al sol. El sentido de rotación de la tierra se puede determinar mediante cualquiera de los siguientes sistemas: ( 1 ) si nos imaginamos a nosotros mismos contemplando la tierra desde un punto situado verticalmente sobre el Polo nor­ te, la dirección de giro será contraria a las agujas del reloj. (2) Si apoyamos un dedo sobre un punto de un Demostración de la rotación de la tierra

globo terráqueo y lo empujamos en dirección este, el globo girará en el mismo sentido que el globo real (figu­ ra 2. 1). Esto explica la conocida expresión "la tierra gira en dirección este" . (3) El sentido de rotación de la tierra es contrario al movimiento aparente del sol, de la luna y las estrellas. Dado que la trayectoria de estos astros en el cielo tiene dirección oeste, la tierra debe girar en direc­ ción este. La velocidad de rotación de un punto de la superficie terrestre en esta trayectoria circular se puede determinar fácilmente dividiendo la longitud del paralelo correspon­ diente al punto, por 24. Así, en el Ecuador, que tiene una longitud aproximada de 40.000 km, la velocidad de un objeto situado sobre la superficie es de 1 . 700 km por hora. En el paralelo 60 esta velocidad queda reducida a la mitad, es decir, a 850 km por hora. En los polos, como resulta evidente, la velocidad es nula. Nosotros no pode­ mos percibir este movimiento debido a que la rotación de la tierra es constante.

Demostraci6n de la rotación de la tierra Encontrar una prueba satisfactoria de la rotación de la tierra sobre su eje fue un gran problema sin solución para la astronomía durante siglos. Los astrónomos que creían que la tierra era una esfera fija en el centro del universo -adheridos al sistema ptolemaico- ejercieron gran in­ fluencia en la ciencia hasta bien entrado el siglo XV, cuando el astrónomo polaco Nicolaus Copernicus sostu•

Polo Norte

A

FIGURA 2_1.

B

El sentido de rotación de la tierra es contrario a las agujas del reloj en el polo norte (A) y hacia el este en el Ecuador (B).

25

FIGURA 2.3.

Principio del péndulo de Foucault.

del reloj, como muestra la figura 2.3, y completaría una vuelta (360º) en 24 horas, girando 1 5 º cada hora. En el Ecuador, la desviación del péndulo sería nula e iría cre­ ciendo con la latitud, desde Oº en el Ecuador hasta 360º en los polos. Por ejemplo, en Nueva York, aproximada­ mente a 40º lat. N el giro es de 10º por hora, y tarda 37 horas en realizar una vuelta completa. La tabla 2.1 mues­ tra los valores cada 1 5º de latitud.

Jifectos de la rotación de la tierra FIGURA 2.2.

Este péndulo de Foucault derriba los pivotes en sucesión para mostrar que la dirección de la oscilación va variando. (Instituto Franklin, Filadelfia.)

vo que la tierra era solamente uno entre varios planetas que giraban alrededor del sol, siguiendo unas órbitas y que, al mismo tiempo, giraban sobre su eje. La teoría de Copérnico sería aceptada gracias a los esfuerzos de otro gran astrónomo, Johannes Kepler ( 1 5 7 1-1630) y fue in­ corporada como base física por Isaac Newton en sus leyes sobre el movimiento y la gravitación (1687). Newton predijo que una tierra en rotación se deformaría, convir­ tiéndose en un elipsoide achatado (véase capítulo 1 ). Hacia 1 740 los servicios geodésicos habían confirmado que la tierra era realmente un elipsoide achatado. Un físico f rancés, Jean Bernard Léon Foucault realizó una demostración pública tan clara que cualquier perso­ na pudo convencerse de la realidad de la rotación de la tierra. Conocido como el péndulo de Foucault, el tipo de aparato que utilizó puede verse hoy en movimiento en el Edificio de las Naciones Unidas en Nueva York y en otros mu ' chos museos y universidades de todo el mundo (figu­ ra 2.2). En 1851 Foucault suspendió de la cúpula del Panteón de París una bala de cañón, utilizando un alam­ bre de 60 m de longitud. Una vez puesta en movimiento, la esfera se iba desplazando en el sentido de la oscila­ ción. Era evidente que la superficie de la tierra iba giran­ do lentamente, pero que este movimiento no se había transmitido a la esfera. En realidad, la esfera estaba libre de cualquier nexo de unión con la tierra y por ello mantenía su oscilación, de acuerdo con la primera ley de Newton sobre el movimiento (cualquier cuerpo perma­ nece en reposo o en un movimiento uniforme en línea recta hasta que es obligado a cambiar por la actuación de una fuerza externa). Si se hiciera oscilar un péndulo en el Polo Norte, el movimiento del mismo seguiría el sentido de las agujas

26

Los efectos físicos y biológicos de la rotación de la tierra son realmente importantes en relación con los procesos medio-ambientales del desarrollo de la vida. En primer lugar, la rotación impone el ritmo de los días y las no­ ches, ritmo de muchos fenómenos a los que responden las plantas y los animales. Estos fenómenos incluyen la luz, temperatura, humedad del aire y el viento. Las plan­ tas responden al ritmo diario produciendo energía duran­ te el día y descansando durante la noche. Los animales también ajustan sus actividades al ritmo diario, algunos prefiriendo el día y otros la noche para la realización de sus actividades. El ciclo diario de entrada de energía solar y el correspondiente ciclo de la temperatura del aire son aspectos importantes que serán analizados en los capítulos 4 y 5. En segundo lugar, como encontraremos en el estudio de los sistemas de vientos y de las corrientes marinas de la tierra, la rotación hace que el movimiento del aire y del agua siga la dirección de la brújula: hac¡a la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisfeTABLA 2.1.

El Péndulo de Foucault según la latitud Tiempo total Cambio e n la dirección del péndulo cada h ora

Latitud

Oº 15 30 45 60 75 90

para e l cambio de dirección de

360º

Grados•

Horas

Ninguno

Ninguno

3.9 7.5 10.6 13.0 14.5 15.0

93 48 34 28 25 24

•se ha aplicado la siguiente fórmula: relación de cambio de dirección, grados por hora= 15º x sen. de la latitud.

Las estaciones y la hora

rio sur. Este es el fenómeno denominado efecto de Co­ riolis, que se analiza en el capítulo 6. Un tercer efecto físico de la rotación de la tierra tiene una gran importancia. Debido a que la luna ejerce una atracción gravitacional sobre la tierra, al mismo tiempo que la tierra gira con respecto a la luna, se generan dos fuerzas, que originan un ciclo de ascenso y descenso de la superficie de los océanos -las mareas-. Estos movi­ mientos provocan corrientes de agua de sentido alterno en aguas poco profundas de la zona costera. Para un granjero de Kansas las mareas pueden no tener significa­ do; sin embargo, para un pescador o un capitán de un barco costero, el ciclo de las mareas es un reloj que regula las actividades diarias. Para muchos tipos de plan­ tas y animales acuáticos las mareas son esenciales para mantener un aceptable medio de vida. Las mareas y sus corrientes se analizan en el capítulo 19.

Traslación de la tierra El movimiento de la tierra en su órbita alrededor del sol recibe el nombre de traslación. El período de traslación, o año, es el tiempo necesario para que la tierra complete una vuelta alrededor del sol. Sin embargo, el año es definido por los astrónomos de diversas maneras. Por ejemplo, el tiempo necesario para que la tierra vuelva a un punto dado de su órbita referido a una estrella fija, lo cual se denomina año sidéreo. Para el análisis de las relaciones entre el sol y la tierra utilizamos el año tropical, que es el tiempo transcurrido entre dos equinoccios vernales, y tiene una duración de 365 días y 1/4 aproximadamente. Cada cuatro afios esta diferencia de 1/4 de día entre el afio tropical y el afio del calendario constituye un día completo que se afiade a los otros 365 días. Afiadiendo un día extra al mes de febrero cada afio bisiesto se corrige el calendario con respecto al afio tropical. Para que el sistema resulte perfecto es nece­ sario realizar otras correcciones de mayor precisión. En su órbita alrededor del sol, la tierra gira en sentido contrario a las agujas del reloj si la observamos desde un punto en el espacio situado sobre el Polo Norte (figura 2.4). De esta manera, el sentido de traslación coincide con el de rotación.

Equinoccio

cíe primavera,

21 de marzo

Equinoccio de otono, 23 de septiembre

FIGURA 2.5.

La órbita de Ja tierra

y las estaciones.

Inclinación del eje de la tierra

Perihelio y afelio La distancia media entre la tierra y el sol es de unos 1 50 millones de kilómetros, pero debido a que la órbita de la tierra es una elipse, la distancia varía unos 2,5 millones de kilómetros. Su valor mínimo es de unos 1 4 7,5 millo­ nes de km alrededor del 3 de enero, y se dice entonces

t FIGURA 2-4.

que la tierra está en su perihelio. (Esta palabra viene del griego peri, alrededor o cerca, y helios, sol.) Alrededor del 4 de julio la tierra se encuentra en el punto más alejado del sol y se dice que está en su afelio (del griego ap, lejos, y helios, sol), a una distancia de 152,5 millones de km. Estas diferencias en la distancia de la tierra al sol determinan cambios en la cantidad de energía recibida por nuestro planeta, pero no son la causa del verano e invierno. Esto resulta obvio si tenemos en cuenta que en el perihelio la tierra recibe mayor cantidad de radiación y que ello coincide con la estación invernal en el hemisfe­ rio norte. Además, en los hemisferios norte y sur las estaciones opuestas tienen lugar simultáneamente, lo que indica claramente que la causa ha de ser otra. En lugar de ello, parece probable que las estaciones sean consecuencia de la inclinación del eje de rotación de la tierra. En teoría, sin embargo, los veranos e inviernos debe­ rían intensificarse ligeramente en el hemisferio sur y moderarse ligeramente en el hemisferio norte, como re­ sultado de la coincidencia del perihelio y afelio con el verano e invierno.

Sentidos de rotación

Inclinación del eje de la tierra

y traslación de la tierra.

Imaginemos que el eje de la tierra es perfectamente perpendicular al plano en que la tierra se traslada alrede­ dor del sol. Los astrónomos denominan a ese plano que contiene la órbita de la tierra, el plano de -la eclíptica. Bajo estas condiciones imaginarias, el Ecuador se encon­ traría exactamente en el plano de la eclíptica. Los rayos del sol que dan toda la energía necesaria para los proce­ sos de la vida sobre la tierra, incidirían siempre sobre el Ecuador. En realidad, en el Ecuador los rayos serían exactamente perpendiculares a la superficie de la tierra al mediodía. De esta forma los rayos sólo rozarían los polos Norte y Sur. Las condiciones en un día determinado serían exactamente las mismas que cualquier otro día del . afio (suponiendo que la órbita fuera circular). En otras palabras, no existirían las estaciones. En realidad, el eje de la tierra no es perpendicular al plano de la eclíptica, sino que se halla inclinado en un ángulo de 23 1/2º con respecto a la vertical. La figura 2.6 muestra esta inclinación del eje en un esquema que reproduce las tres dimensiones. El ángulo entre el eje de

27

Solsticios y equinoccios

FIGURA 2.6.

En cualquier época del año, el eje de la tierra mantiene una inclinación de 66 1/2º con respecto al plano de la eclíptica.

la tierra y el plano de la eclíptica es de 66 1/2º (90º 66 1/2º). Otro hecho a destacar sobre la inclinación del eje terrestre es que, además de mantener constante ese ángu­ lo de 66 1/2º con el plano de la eclíptica, tiene una orientación fija con respecto a las estrellas. El extremo norte del eje de la tierra apunta constantemente hacia la Estrella Polar. Para visualizar este fenómeno, se mantiene un globo de manera que su eje forme constantemente un ángulo de 66 1/2º con la horizontal. A continuación se mueve el globo en un pequeño círculo horizontal que representa la órbita terrestre, pero de forma que el eje apunte siempre al mismo lugar del techo.

23 1/2º

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¿Cuál es la consecuencia de los hechos de que (1) el eje de la tierra mantenga un ángulo fijo- con el plano de la eclíptica y (2) que el eje apunte siempre al mismo lugar? Es fácil deducir que en un punto de la órbita, el extremo nor�e del eje terrestre se halla inclinado hacia el sol; y que en el punto opuesto de la órbita se halla inclinado en la dirección contraria. En los puntos intermedios, el eje no está inclinado con respecto a los rayos del sol (figura 2.7). A continuación consideraremos estas cuatro posiciones en detalle. El 21 o 22 de junio la tierra se encuentra en una posición de su órbita tal que su eje está inclinado con un ángulo máximo de 23 1/2º hacia el sol. El hemisferio norte se encuentra adelantado hacia el sol. Esta circuns­ tancia se denomina solsticio de verano. Seis meses más tarde, el 21 o 22 de diciembre, la tierra se encuentra en una posición equivalente, pero en un punto de su órbita diametralmente opuesto. En esta época, conocida como el solsticio de invierno, el eje presenta de nuevo su inclinación máxima con respecto al sol, aunque ahora es el hemisferio sur el que se halla inclinado hacia él. En la posición intermedia entre los solsticios tienen lugar los equinoccios, cuando el eje de la tierra forma un ángulo de 90º con una línea que pase por el centro del sol, y tanto el Polo Norte como el Polo Sur tienen la misma inclinación con respecto al sol. El equinoccio de primavera tiene lugar el 20 o 21 de marzo y el equinoc­ cio de otoño, el 22 o 23 de septiembre. En los dos equinoccios, la posición relativa de la tierra y el sol es idéntica, mientras que en los dos solsticios presenta si­ tuaciones completamente opuestas.

Los equinoccios Consideraremos primero las características de los equi­ noccios, porque éste es el caso más sencillo. La figura 2.8 muestra cómo la tierra se halla en todo momento dividida

Plano de la ecl1ptica PRIMAVERA

INVIERNO Solsticio de invierno, 22 de diciembre



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I EquinQCcio de otoi'lo, 23 de septiembre FIGURA 2.7.

Las estaciones tienen lugar debido a que el eje inclinado de la tierra mantiene una orientación constante en el espacio mientras la tierra gira alrededor del sol.

28

Las estaciones y la hora

en dos hemisferios con respecto a los rayos solares. Un hemisferio está iluminado mientras el otro permanece en la oscuridad. Las dos mitades están separadas por un círculo, llamado Círculo de iluminación, que separa el día de la noche. En los equinoccios, el círculo de ilumi­ nación pasa precisamente por los polos. En la figura 2.8 se observan las condiciones principales en los equinoc­ cios: el punto en que los rayos del sol son perpendicula­ res a la tierra al mediodía, el punto subsolar, se localiza exactamente en el Ecuador. En ese lugar, el ángulo entre los rayos del sol y la superficie de la tierra es de 90º. En los polos, los rayos solares sólo rozan la superficie. Como la tierra va girando sobre sí misma, el Ecuador recibe el máximo de energía solar mientras que los polos no reci­ ben nada. En las latitudes intermedias, por ejemplo a 40º lat. N, los rayos del sol al mediodía inciden con un ángulo agudo (50º) sobre la superficie de la tierra. El círculo de ilumináción pasa por los polos y, por lo tanto, coincide con los meridianos cuando la tierra gira. La trayectoria del sol en el cielo en los equinoccios aparece en la figura 2.9. Para un observador situado sobre la superficie terrestre, ésta es como un disco horizontal y plano, en el que la circunferencia del mismo representa el horizonte. El sol, la luna y las estrellas parecen viajar por la superficie interior de una cúpula. (Esta situación se reproduce en los planetarios, en los que el techo tiene forma de hemisferio.) En los equinoccios, el sol sale por un punto situado exactamente hacia el este y se pone por un punto situado exactamente hacia el oeste, y esto suce­ de en todas las latitudes excepto en los polos. Otros detalles de las condiciones que se producen en los equinoccios aparecen en la figura 2.10 A. Los parale­ los están divididos en dos partes iguales por el círculo de iluminación. En consecuencia, el día y la noche tienen exactamente la misma duración, 12 horas, en cualquier latitud. Este hecho explica el significado de la palabra equinoccio, del latín aequus, igual y nox, noche (no tenemos en cuenta el crepúsculo, que extiende el perío­ do de iluminación antes de la salida del sol y después de la puesta). Las condiciones son exactamente iguales en los dos hemisferios. La salida del sol tiene lugar a las 6.00 de la mañana y la puesta a las 6.00 de la tarde en todo el globo, a excepción de los polos, en los que prevalecen unas condiciones especiales. El mediodía solar tiene lugar cuando el soi alcanza el punto más alto en el cielo, y sucede simultáneamente en todos los puntos que tienen la misma longitud, es decir, que se hallan situados sobre el mismo meridiano. Como

FIGURA 2-8.

Condiciones equinocciales. Desde este punto de vista, el. eje de la tierra parece no tener inclinación.

Los equinoccios

12

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Cenit

FIGURA 2_9_

Trayectoria del sol en el cielo durante el equinoccio y los solsticios a 40º lat N.

se indica en la figura 2.10 A, la altitud del sol al mediodía puede determinarse midiendo el ángulo formado por los rayos del sol con las tangentes al globo en una latitud determinada. En la figura vienen dadas algunas altitudes en grados para varias latitudes. Sin los límites de visión el horizonte aparece como un círculo y por ello una línea recta tangente debe ser utilizada para medir el ángulo de altitud en el diagrama. Unas pocas medidas nos bastarán para darnos cuenta de que la altitud del sol al mediodía coincide con la colatitud, es decir, 90º menos la latitud. Así, en los equi­ noccios, pero no en otras épocas del año, la altitud del sol al mediodía se puede ca!Cuiar por una simple resta, si se conoce la latitud. Aunque la altura es la misma para latitudes simétricas a ambos lados del Ecuador, debe recordarse que el ángulo se mide a partir del horizonte meridional en el hemisferio norte, y a partir del horizon­ te septentrional en el hemisferio sur. La figura 2.11 es un conjunto de dibujos tridimensiona­ les, similares a la figura 2.9, mostrando todas las latitudes que aparecen en la figura 2.10. Las trayectorias imagina­ rias del sol aparecen en las horas nocturnas cuando el sol está bajo el horizonte. Mientras las condiciones de Nueva York son más familiares para las personas que viven en latitudes medias, la trayectoria del sol en partes alejadas de la tierra, parece extraña, sobre todo si se pasa al hemisferio sur. Una buena estrategia es c9menzar.con Nueva York (C) e ir hacia el norte. Cuando se alcance el Círculo Polar Ártico (B), la trayectoria del sol en los equinoccios es baja en el cielo y se va haciendo aún más baja al aproxi­ marse al Polo Norte. Finalmente, en el mismo Polo Norte (A), el sol permanece en la línea del horizonte todo el día, recorriéndolo por completo en 24 horas. Debido a que la tierra gira en sentido contrario a las agujas del reloj, el sol parece moverse en el sentido de las agujas del reloj (hacia la derecha del observador). Al acercarse al Ecuador, la trayectoria del sol en los equinoccios parece ir ascendiendo en el cielo hasta que en el Ecuador (E) la trayectoria es perpendicular al plano del horizonte. Aquí el sol alcanza su cenit al mediodía. Desde el Ecuador hacia el hemisferio sur, la trayectoria se inclina hacia el horizonte septentrional (F). Al aproxi-

29

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FIGURA 2.10. Detalles de las relaciones entre el sol y la tierra en los equinoccios (A) y los solsticios (B). Se muestra la altitud del sol sobre el-horizonte al mediodía en varias latitudes, las mismas que aparecen en la figura 2.11. (De A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, Harper and Row Editores, figuras 4 . 3 y 4 . 6. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

30

Las estacio-s y la hora

marnos al Polo Sur, el sol al mediodía estará en un punto bajo en el cielo, hacia el norte (G). En el Polo Sur (H), el sol se mueve en sentido contrario a las agujas del reloj (hacia la izquierda del observador) , sentido contrario al que tiene en el Polo Norte. Volviendo al Ecuador (E), se observa que el sol al mediodía alcanza una elevación de 90º. Debido a que la trayectoria es perpendicular al plano del horizonte, el sol cambia la altitud a razón de 15º por hora a lo largo de todo el día. De esta manera, en el Ecuador la sombra de una barra vertical apuntará hacia el oeste desde las 6.00 de la mañana hasta el mediodía, desaparecerá justo al mediodía y apuntará hacia el este desde entonces hasta las 6.00 de la tarde.

Los solsticios Las condiciones imperantes en el solsticio de invierno (diciembre) aparecen representadas en tres dimensiones en la figura 2 . 1 2. Debido a que el eje de la tierra se halla inclinado en dirección contraria al sol, toda el área com­ prendida en el Círculo Polar Ártico, a 66 1/2º lat. N, se encuentra en la cara oscura del círculo de iluminación. Aunque la tierra realiza un giro completo cada día, este área continúa siempre en la oscuridad. Las condiciones en el hemisferio sur durante el solsticio de invierno están representadas en la figura 2 . 1 3. Toda el área situada entre el Círculo Polar Antártico, a 66 1/2º lat. S, y el Polo Sur, se encuentra iluminada por el sol las 24 horas del día. El punto subsolar ha variado su posición para situarse en el Trópico de Capricornio, a 23 1/2º lat. S. En el solsticio de verano (junio) las condiciones son exactamente las opuestas a las que se producen en el solsticio de invierno. Como muestra la figura 2.13, el punto subsolar se encuentra entonces sobre el Trópico de Cáncer, a 23 1/2º lat. N. Ahora, la región polar ártica tiene 24 horas de día (figura 2.14), mientras que la re­ gión polar antártica tiene 24 horas de noche. De un solsticio a otro el punto subsolar ha cambiado en una distancia de 47' de latitud. Los cambios producidos por la alternancia de solsticios y equinoccios dan lugar a las estaciones astronómicas: primavera, verano, otoño e in­ vierno, como se señala en la figura 2.7. Los detalles de la situación en el solsticio de invierno (diciembre) aparecen en la figura 2.10 B. Es necesario destacar que la palabra "invierno" se refiere exclusiva­ mente al hemisferio norte ya que en el hemisferio sur se encuentran en la estación veraniega. En esta época, el círculo de iluminación divide a los paralelos, excepto el Ecuador, en dos partes desiguales, y es tangente al Círculo Polar Ártico (66 1/2º lat. N) y al Círculo Polar Antártico (66 1/2º lat. S), explicándose así el porqué de que esos dos paralelos tengan una denominación espe­ cial. El círculo de iluminación divide en dos partes igua­ les al Ecuador, de acuerdo con la ley que afirma que dos círculos máximos que se cortan quedan divididos en partes iguales (capítulo 1). En el solsticio de invierno, el día y la noche tienen distinta duración en casi todos los puntos del globo. Esta desigualdad puede apreciarse en la figura 2 .10 B, obser­ vando la parte de cada paralelo que se encuentra a la derecha o a la izquierda del círculo de iluminación. Resulta evidente que: 1. La noche es más larga que el día en el hemisferio norte.

Ciclo estacional de la declinación solar

2. El día es más largo que la noche en el hemisferio sur. 3. La desigualdad entre el día y la noche aumenta desde el Ecuador hacia los polos. 4. Latitudes simétricas respecto del Ecuador poseen du­ raciones relativas del día y de la noche exactamente opuestas. 5. Entre el Círculo Polar Ártico, 66 1 /2º lat. N y el Polo Norte, la noche dura 24 horas (sin considerar la luz crepuscular, que puede ser considerable cerca del Círculo Polar) . 6. Entre el Círculo Polar Antártico, 66 1/2º lat. S y el Polo Sur, el día dura 24 horas. A 23 1/2º lat. S (Trópico de Capricornio) , los rayos del sol al mediodía inciden sobre la superficie del globo con un ángulo de 90º sobre el horizonte. Entonces el sol se encuentra exactamente en su cenit. En el Círculo Polar Ártico, 66 1/2º lat. N, el sol al mediodía se encuentra sobre el horizonte. En el Polo Sur tiene una elevación de 23 1/2º sobre el horizonte y mantiene este ángulo duran­ te las 24 horas. La trayectoria del sol en el cielo durante el solsticio de invierno aparece para varias latitudes en la figura 2 . 1 1, que se corresponde con la figura 2.10 B. En todos los aspectos, las condiciones en el solsticio de verano, el 21 o 22 de junio, son exactamente las contrarias al solsticio de invierno, de tal forma que las condiciones en el hemisferio norte son las mismas que tenía el hemisferio sur durante el solsticio de invierno (figura 2 . 1 3 ) . Para comprender las relaciones entre los rayos del sol y la superficie terrestre, basta con dar la vuelta a la figura 2.10 B y cambiar "norte" por "sur", "ártico" por "antártico" y "Trópico de Cáncer" por "Tró­ pico de Capricornio". Las afirmaciones realizadas en los párrafos anteriores concernientes al círculo de ilu­ minación, duración del día y la noche, y de la altura del sol al mediodía en el solsticio de verano, deben ser leídas de nuevo cambiando las palabras oportunas para adecuarlo a las condiciones opuestas del solsticio de ve­ rano. La trayectoria del sol en el cielo el 21 de junio aparece en la figura 2 . 1 1. Para todas las latitudes situadas entre los círculos polares Ártico y Antártico, el sol sale por el nores­ te y se pone por el noroeste.

Ciclo estacional de la declinación solar Hemos señalado anteriormente que el punto subsolar se desplaza anualmente en un intervalo de 47', desde los 23 1/2º lat. S en el solsticio de invierno hasta los 23 1/2º lat. N en el solsticio de verano, cruzando el Ecuador dos veces por año, en los equinoccios. La latitud del punto subsolar en un momento determinado se denomina de­ clinación solar. La figura 2.15 es un diagrama que mues­ tra la declinación solar a lo largo del año. Hay que destacar el hecho de que, en cada solsticio, la declina­ ción cambia muy lentamente cuando está girando para tomar el sentido contrario. Durante varios días próximos al solsticio el cambio de la declinación es demasiado pequeño para ser detectado sin refinados instrumentos ópticos. Para los antiguos griegos y romanos, éste era un tiempo en el que el sol permanecía inmóvil, lo que explica la palabra solsticio -del latín sol, sol, y stare, man­ tenerse. En contraste, el ritmo de cambio de la declinación es rápido en los equinoccios. En los meses anterior y poste-

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2.10.

rior a un equinoccio, la declinación cambia casi 12º. Este hecho explica el rápido acortamiento de los días durante el equinoccio de otoño y el rápido crecimiento durante el equinoccio de primavera. Las plantas y los animales responden de varias formas en sus actividades durante estos dos períodos del año en que la declinación cambia rápidamente. Los gráficos climáticos del capítulo 9 reproducen la evolución de la declinación en forma simplificada, ya que debe utilizarse este ciclo anual como referencia para analizar las estaciones climáticas. Un hecho que apa­ recerá con claridad es que las estaciones climáticas no se desarrollan de acuerdo con las estaciones astronó­ micas.

32

23 1/2º

La hora En estos días en que las comunicaciones son instantáneas y se viaja a gran velocidad, es importante conocer las cuestiones relacionadas con el tiempo y su medida. Antes de la aparición del telégrafo, los problemas derivados de la diferencia de horas carecían de importancia para gen­ tes que vivían la mayor parte de sus vidas sin salir de su comunidad. Incluso los viajeros sólo debían tomarse la molestia de ajustar sus relojes a la hora utilizada por las diferentes comunidades. El tiempo necesario para des­ plazarse de uno a otro lugar era tan grande que las diferencias horarias entre los dos lugares carecían de im­ portancia. Las estaciones y la hora

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En el momento en que se hizo posible transmitir men­ sajes instantáneos a través del telégrafo, las diferentes horas locales resultantes de las distintas longitudes geo­ gráficas se hicieron evidentes. El desarrollo de medios de transporte rápidos hizo indispensable la corrección de los horarios, teniendo en cuenta la ganancia o la pérdida de tiempo derivada de los viajes atravesando los meridia­ nos. En la actualidad, en latitudes medias, hay vuelos que pueden llevar una velocidad tal que se mantengan a la par con el sol. Por ejemplo, un avión que despegue de Nueva York a las 12.00 del mediodía, hora oficial del Este, viajando a una velocidad aproximada de 1.300 km por hora, puede aterrizar en San Francisco a las 12.00 del mediodía, hora oficial del Pácífico. La longitud y la hora

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La longi.tud y la hora Para comprender las relaciones horarias debemos volver atrás en el tiempo hasta los días de Claudio Ptolomeo (hacia 250 a.C.) y suponer, como él hizo, que el sol gira alrededor de la tierra. Podemos considerar que la tierra está inmóvil mientras el sol realiza una vuelta completa alrededor de la tierra cada 24 horas. Imaginemos un meridiano que se deslice alrededor del globo en direc­ ción oeste con una velocidad tal que se mantenga siem­ pre en el lugar en el que los rayos del sol inciden sobre la superficie terrestre según el máximo ángulo posible. Esta línea recibe el nombre de meridiano de mediodía (figu­ ra 2 . 1 6). En posición diametralmente opuesta al meridia-

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En el solsticio de invierno, el área

comprendida entre el Círculo Polar Ártico y el Polo Norte se encuentra en la oscuridad las 24 horas del día. (De A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper and Row editores. Figura 4.5. Copyright 1963, 1971 de Arthur N. Strahler.)

no del mediodía, en la otra cara del globo se encuentra el meridiano de medianoche. Este último también se mue­ ve en dirección oeste y se mantiene constantemente se­ parado por 180º del meridiano de mediodía. Mientras el meridiano de mediodía separa la mañana y la tarde de un mismo día, el meridiano de medianoche es la línea divi­ soria entre un día y el siguiente. Dado que el meridiano de mediodía recorre 360º de longitud cada 24 horas, deberá recorrer 15º de longitud cada hora, o lo que es lo mismo, 1 cada 4 minutos. Resulta por tanto correcto decir que una hora equivale a 15· de longitud. Esta equivalencia constituye la base de todos los cálculos concernientes a la hora y su medida sobre el globo. Por ejemplo, si el meridiano de mediodía alcanza un lugar del globo 4 horas después de haber dejado otro, los dos puntos están separados por 60º de longitud. Ampliando este concepto de meridianos horarios aún más, añadiremos a los meridianos de mediodía y media­ noche 22 círculos horarios, siendo cada uno un semi­ círculo máximo, separado de los contiguos por 15º de longitud. Los círculos horarios se hallan equidistante­ mente espaciados entre el meridiano de mediodía y el de medianoche (figura 2.16). Cada círculo horario represen­ tará una hora determinada del día y puede ser distingui­ do con un número horario específico que conservará permanentemente. Los círculos horarios, junto con los meridianos de mediodía y medianoche, pueden imagi­ narse como una jaula esférica que encierre el globo y esté

FIGURA 2.14.

Sol de medianoche visto en el mes de julio en Smith Sound cerca de Etah, en Groenlandia, a una latitud de 78º N. Se realizaron ocho exposiciones a intervalos de 20 minutos, cuatro antes y cuatro después de medianoche. (Cortesía del Departamento de Biblioteca del Museo Americano de Historia Natural. neg. n.0 230863.)

sujeto unicamente por los polos norte y sur. Es muy conveniente utilizar un globo con meridianos trazados cada 15º para analizar las relaciones horarias globales. Si el meridiano de mediodía de la red horaria coincide con un meridiano terrestre, los demás círculos horarios coin· cidirán con los meridianos geográficos. La figura 2.17 muestra un modelo de trabajo para cálcu· lov horarios a escala global. Se unen dos discos de dife· rente radio por sus centros de manera que un disco puede girar mientras el otro permanece fijo. En el dis­ co interno se trazan radios con 15º de separación para representar los meridianos vistos desde un punto sobre el Polo Norte. En el disco exterior se trazan radios similares en los que se marcan las horas para representar la red horaria. Para mayor refinamiento, el disco interior puede ser un mapa hemisférico del mundo; como se observa en la figura 2.17, es mediodía en el meridiano de Greenwich (long Oº) mientras que es medianoche en el meridiano 180º en el Pacífico medio. Hay personas para las que no está claro si la hora de aquellos lugares que están hacia el este (o hacia el oeste) de ellos presenta adelanto o retraso con respecto a su



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Primavera

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FIGURA 2.16.

Puede considerarse a los círculos horarios moviéndose hacia el oeste alrededor del globo, lo cual ofrece un modelo global para la comprensión del fenómeno horario.

reloj. Este problema suele presentarse cuando un progra­ ma de radio o de televisión debe emitirse en diferentes partes del país, o cuando hay que decidir si se ha de adelantar o retrasar el reloj cuando se viaja de una a otra zona horaria. Para evitar confusiones, imaginemos los meridianos horarios moviéndose hacia el oeste alrededor del globo. Consideremos por ejemplo, que estamos en la ciudad de Nueva York y que son las 1 2.00 del mediodía. El meridiano de mediodía, que se encuentra en Nueva York, pasó por Greenwich (Inglaterra) cinco horas antes. Por tanto, en Inglaterra han pasado cinco horas desde mediodía y en este país son las 5.00 de la tarde. La regla general es que aquellos lugares que se encuentran al este de nuestra posición tienen la hora adelantada respecto a la nuestra. Consideremos de nuevo que el meridiano de

mediodía se encuentra en Nueva York. Debido a que el meridiano necesitará todavía viajar tres horas hacia el oeste hasta llegar a San Francisco, en esta ciudad serán las 9.00 de la mañ.ana. La regla inversa de la enunciada anteriormente es que aquellos lugares situados al oeste de nuestra posición tienen una hora atrasada con respec­ to a la nuestra. (Ambas reglas se encuentran sujetas a modificaciones cuando la Línea Internacional de Fecha se encuentra entre los lugares considerados.)

Hora local Hace un siglo o más, el medio para establecer un sistema horario en una comunidad pequeñ.a consistía en tomar un meridiano que pasara por algún punto céntrico de la ciudad, como por ejemplo, el Palacio de Justicia o la Catedral. Todos los relojes de la comunidad se ajusta· ban para marcar las 12.00 del mediodía cuando el sol se encontraba directamente sobre el meridiano. El sistema horario así construido es denominado hora local, defini· do como la hora solar media basada en el meridiano local. Todos los lugares situados sobre el mismo meridia­ no, independientemente de la distancia que los separe, tienen la misma hora local; los puntos situados sobre diferentes meridianos tienen horas locales distintas, que difieren 4 minutos por cada grado de longitud.

Hora oficial Con la mejora de los transportes y comunicaciones, gra­ cias a la extensión de los ferrocarriles y del telégrafo a mediados del siglo pasado, los sistemas horarios locales tuvieron que ser reemplazados por otros. Los ferrocarriles introdujeron en Norteamérica, hacia 1 870, un sistema oficial que cubría amplias franjas de territorio; sin embar­ go, este sistema fue desarrollado por las diferentes com­ pañ.ías ferroviarias, cada una según su propia convenien­ cia. Por consiguiente, cuando varios ferrocarriles pasaban por una ciudad, sus habitantes debían tener en cuenta varios sistemas horarios distintos, además de su propia hora local. Se dice que antes de 1883 existían cinco sistemas horarios diferentes en una ciudad y que los ferrocarriles de los Estados Unidos utilizaban hasta 53 sistemas distintos. La solución evidente a estos problemas es el estableci­ miento de una hora oficial, basada en un meridiano de referencia. En este sistema, la hora local se asigna arbi· trariamente a amplias zonas situadas a ambos lados del meridiano de referencia. Por lo tanto, todos los relojes dentro de esta franja se sincronizan. Seleccionando meri­ dianos de referencia separados 15º, las zonas adyacentes tendrán horas oficiales que difieren exactamente una hora. Además si estos meridianos representan longitudes múltiplos de 15 (por ejemplo, 60º, 75º, 90º o 105º), cada zona horaria oficial diferirá de la hora oficial de Green­ wich, Inglaterra, en un número entero de horas.

La hora oficial

FIGURA 2.17. Modelo de trabajo para la comprensión de las relaciones horarias a escala mundial.

La hora oficial en los Estados Unidos

en

los Estados Unidos

El sistema actual de hora oficial empezó a regir en los Estados Unidos el 18 de noviembre de 1883 pero hasta el 19 de marzo de 191 8 el Congreso no aprobó la legisla­ ción de la Comisión Interestatal de Comercio para deter­ minar los límites de las diferentes zonas horarias. Los meridianos de referencia y los límites de las zonas apare-

35

FIGURA 2.18.

Mapa de las zonas horarias de los Estados Unidos y sur del Canadá.

cen señalados en la Figura 2 . 1 8. Las seis zonas y sus meridianos son: Zona oriental 75º 90º Zona central Zona de la montaña 105º

Zona del Pacífico 1 20º Zona de Alaska-Hawaii 1 50º Zona de Bering 165º

Si se hubiera llevado a cabo con precisión, este sistema habría dividido al país en franjas que se extenderían exactamente 7 1/2º hacia el este y el oeste de cada meridiano de referencia; sin embargo, una mirada al mapa muestra las libertades tomadas a la hora de trazar los límites. Cuando convenía localizar estos límites sobre alguna línea existente y ampliamente utilizada, esto se hizo. Asimismo se utilizaron límites naturales. Por ejem­ plo, la línea que separa la zona horaria oriental de la central sigue el lago Michigan por su centro, y la línea que separa las zonas de la montaña y del Pacífico sigue una cadena montañosa que también se utiliza como fron­ tera entre los estados de Idaho y Montana. Con mucha frecuencia, el límite de las zonas horarias sigue una frontera de estado a condado. Por ejemplo, el límite entre la zona horaria oriental y la zona central sigue la frontera entre los estados de Alabama y Georgia, de forma que es­ te último quede por completo dentro de la zona oriental. Las franjas horarias no están distribuidas de forma equi­ distante con respecto a los meridianos de referencia, como se observa en la figura 2 . 1 8. Estas desviaciones permiten que estados enteros se incluyan dentro de una misma zona horaria.

Hora de aprovechamiento de la luz diurna Dado que muchas actividades humanas, especialmente en áreas urbanas, comienzan antes de la salida del sol y continúan después de la puesta, parece conveniente ade­ lantar las horas de luz solar para que puedan aprovechar-

36

se de la mejor manera posible. Un considerable ahorro de energía eléctrica puede conseguirse en verano si la luz de primeras horas de la mañana, malgastada mientras los colegios, oficinas y fábricas están cerrados, fuera pasa­ da a las tardes, cuando la mayoría de personas están despiertas y trabajando. El sistema que se ha adoptado para ello es conocido como hora de aprovechamiento de la luz diurna y se obtiene adelantando todos los relojes una hora. De esta manera, cuando el sol se encuentra directamente sobre el meridiano de referencia (es decir, mediodía según el sol), los relojes marcarán la 1 .00 de la tarde. La salida y la puesta de sol en los equinoccios y en el Ecuador, en vez de tener lugar a las 6.00 de la mañana y a las 6.00 de la tarde, tiene lugar a las 7 .00 de la ma­ ñana y a las 7.00 de la tarde. La hora de aprovechamiento de luz diurna fue adopta­ da por los Estados Unidos durante la Primera Guerra Mundial. Después de la guerra fue utilizada localmente en los estados en que lo permitió la leg,islación local. Durante la Segunda Guerra Mundial se adoptó este siste­ ma para todo el período comprendido entre febrero de 1942 y octubre de 1945. En este mismo período, Inglate­ rra adelantó sus relojes dos horas con respecto a la hora oficial de Greenwich. Esta práctica era conveniente debi­ do a los largos días de verano ingleses, consecuencia de su latitud bastante septentrional. Muchos países euro­ peos utilizan normalmente la hora de aprovechamiento de luz diurna durante parte del año. Las naciones cuya hora está adelantada a lo largo del año son España, Fran­ cia, Países Bajos, Bélgica y la U.R.S.S. En abril de 1 966, el Congreso de los Estados Unidos aprobó el Decreto del Tiempo Uniforme que obligaba a utilizar la hora de aprovechamiento de luz diurna de forma uniforme en cada estado, a menos que la legislatu­ ra del estado votara por no poseer una hora oficial. En este caso, debía aplicarse una hora de referencia para todo el estado. Las estaciones y la hora

Como resultado se decidió que la hora oficial de los diferentes países del mundo se basara en meridianos de referencia que fueran múltiplos de 1 5', de forma que difirieran en una hora. En los cálculos a escala mundial, el meridiano principal de Greenwich (Inglaterra) se · toma como meridiano de referencia. Todas las zonas horarias del globo se fijan por la diferencia del número de horas entre el meridiano de referencia de dicha zona y el meridiano de Greenwich. Para distinguir si las zonas horarias están situadas al este o al oeste de Greenwich se dice que su hora está adelantada para todos los lugares al este de Greenwich (longitud este) y atrasada para todos los lugares al oeste de Greenwich (longitud oeste). La hora oficial oriental de los Estados Unidos se dice que está "atrasada cinco horas". Otra alternativa para asignar las zonas horarias mundiales utiliza letras del alfabeto, tal como se muestra en las figuras 2.1 8 y 2 . 1 9. La figura 2.19 es un mapamundi en el que se muestran las 24 zonas horarias principales. Los meridianos distan­ ciados cada 1 5' aparecen en líneas negras; los meridianos de 7 1/2', que constituye gran parte de los límites de zona, están en color. Dentro de cada zona horaria se muestra el número de horas de diferencia entre dicha zona y la hora de Greenwich. Algunos países o islas se hallan situados en medio de meridianos de 1 5'. Para éstos se selecciona como meridiano de referencia el equidis­ tante entre los meridianos de 1 5', que es, por consiguien­ te, múltiplo de 7 1/2'. La hora oficial del país correspon­ diente estará adelantada o atrasada en un múltiplo de media hora. Irán (3 1/2 horas de adelanto) y Surinam

En 1 986 la hora de aprovechamiento de luz diurna entró en efecto a las 2 .00 de la mañana del último domin­ go de abril y acabó a las 2 .00 de la mañana del último domingo de octubre. Compárense estas fechas con las de los equinoccios de primavera y otoño -21 de marzo y 22 de septiembre respectivamente (figura 2 . 1 5 ) . Es evidente que el período de horario de luz diurna fue establecido por el Congreso para que coincidiera con la estación calurosa del año, cuando las actividades al aire libre pueden beneficiarse de la hora añadida a la tarde. A 40' lat N (Nueva York), el sol se pone a las 7 . 50 de la tarde, según la hora oficial, el último domingo de abril, mien­ tras que la puesta de sol el último domingo de octubre se produce a las 5 .05 de la tarde, también según la hora oficial. Para conservar la luz diurna uniformemente de acuerdo con la hora de la puesta del sol, debería acabar ese período el tercer domingo de agosto, cuando la tra­ yectoria del sol en el cielo es aproximadamente la misma que cuando comienza la hora de luz diurna, a finales de abril. Por otro lado, si se mantiene la fecha en que se acaba en octubre, el aprovechamiento de la luz diurna debería comenzar el tercer domingo de enero. En 1 986 el Congreso votó una propuesta de comienzo del aprove­ chamiento de luz diurna el primer domingo de abril, cambio que corrige parcialmente estos problemas.

Zonas horarias mundiales En 1 884 se reunió en Washington un congreso interna­ cional para tratar del tema de la hora oficial mundial.

180'

165'

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Mapa de las zonas horarias del mundo. (Servicio de Oceanografía de la Marina de los Estados Unidos.)

Zonas horarias mundiaks

37

(3 1/2 horas de retraso) son ejemplos claros de estas condiciones. La India, a pesar de ser un país muy exten­ so, es excepcional ya que tiene adelantada la hora 5 1/2 horas. El país que tiene la mayor extensión de este a oeste es la Unión Soviética, con once zonas horarias oficiales, pero todas ellas adelantadas en una hora con respecto a los meridianos horarios de referencia en cada zona, con el fin de conseguir un aprovechamiento conti­ nuo de la luz diurna. Canadá está dividido en seis zonas horarias. Obsérvese que Terranova tiene su hora oficial atrasada en 3 1/2 horas.

La Línea Internacional de Fecha Si tomamos un globo o mapamundi con meridianos de 1 5º y los numeramos en dirección este, tomando como O el meridiano de Greenwich, veremos que el meridiano de 1 80º es el número 1 2 y que la hora oficial de este meridiano está por tanto adelantada 12 horas. Calculando de la misma manera hacia el oeste del meridiano de Greenwich, al meridiano de 1 80º le volverá a correspon­ der el número 12 pero la hora oficial estará atrasada 1 2 horas. Ambos resultados son evidentemente correctos, y la explicación resulta clara al advertir que la diferencia horaria entre 12 horas de adelanto y 12 horas de atraso es de 24 horas, es decir, un día completo. En el preciso instante en el que el meridiano de mediodía coincide con el meridiano de Greenwich, el meridiano de 1 80º coincide con el meridiano de medianoche. En este preci­ so instante, y sólo entonces, existe la misma fecha del calendario para ambos lados del meridiano. En cualquier otro momento, la fecha del calendario del lado oeste (asiático) del meridiano de 1 80º lle:va un día de adelanto sobre la del lado este (americano). Por ejemplo, si es lunes en el lado asiático del meridiano de 180º será domingo en el lado americano. En la época de los lentos viajes transpacíficos con barcos de vela y vapores de poca potencia se omitía sencillamente un día entero del calendario en los viajes hacia el oeste y se repetía un día entero si el viaje era hacia el este. El cambio se efectuaba en cualquier lugar y hora conveniente en medio del océano y normalmente se planeaba de forma que no existieran ni dos domingos en una semana ni una semana sin domingo. Debido a su incapacidad para avanzar un día entero del calendario, la tripulación del único barco superviviente de la expedición de Magallanes que alcanzó España des­ pués de circunnavegar el globo en dirección oeste se encontró con que en España era el 8 de septiembre de 1 522, mientras que de acuerdo con sus propios cálculos creían estar sólo a 7 de septiembre de aquel año. Cuando se atraviesa el Pacífico en los actuales aviones a reacción, la corrección de las 24 horas se realiza cuando se cruza el meridiano de 1 80º. Supongamos que el avión viaja en dirección este hacia Norteamérica y cruza ese meridiano a las 4.00 de la tarde de un martes (adelantado 12 horas respecto al tiempo oficial). En el instante de cruzar pasan a ser las 4.00 de la tarde del lunes. Cuando se viaja en dirección oeste, la hora oficial se adelanta un día entero. Por ejemplo, si se cruza el meridiano a las 9.30 de la mañana de un miércoles pasan a ser las 9.30 de la mañana del jueves. Debido a estas propiedades especiales del meridiano de 1 80º la Conferencia Internacional sobre Meridianos que tuvo lugar en Washington en 1 884 (figura 2.20)

38

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Hora atrasada

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FIGURA 2.20.

1 80º

1 65º W

1 50º W

Línea I nternacional de Fecha.

acordó denominarlo L ínea Internacional de Fecha. No deja de ser una suerte para la civilización moderna el hecho de que una vez aceptado universalmente el meri­ diano de Greenwich como meridiano internacional de referencia para la determinación de la longitud, la posi­ ción del meridiano de 1 80º haya resultado casi ideal en pleno centro del mayor oceáno del mundo. Sin embargo, la Línea Internacional de Fecha ha debido sufrir desvia­ ciones hacia el este y hacia el oeste al objeto de permitir que ciertas áreas y grupos de islas mantengan el mismo día del calendario (figura 2.20). Una desviación hacia el este que pasa por el Estrecho de Bering permite incluir el extremo oriental de Siberia en el lado asiático, y una desviación de la línea hacia el oeste permite la inclusión de las islas Aleuttanas en la Península de Alaska. Pocos grados al sur del Ecuador, la Línea de Fecha se desplaza hacia el este 7 1/2º para evitar que atraviese las islas Ellice, Wallis, Fiji y Tonga, que tienen la misma fecha que Nueva Zelanda. Las estaciones y la hora

CAPÍTULO

3

La atniósfera y los océanos de la tierra

El aire, el mar y la tierra constituyen la mayor parte de los cuatro grandes reinos o esferas materiales que componen el medio ambiente (figura 3 . 1). Tres de esos reinos son inorgánicos: (1) atmósfera, (2) hidrosfera y (3) litosfera. Las sustancias que Jos componen son clasificadas por Jos químicos como materias inorgánicas. El cuarto reino, Ja biosfera, abarca todos los organismos vivos de la tierra. Debido a que los organismos vivos no pueden existir fuera de un medio ambiente físico, con el cual están interrelacionados, la biosfera incluye parte de la atmósfe­ ra, hidrosfera y litosfera. De las tres esferas inorgánicas, la atmósfera es el reino gaseoso. La hidrosfera es el reino acuoso, comprendien­ do el agua en estado gaseoso, líquido o sólido; incluye el agua existente en la atmósfera y en la tierra, igual que el agua de los océanos. La litosfera es el reino sólido, com­ puesto por materia mineral. Las tres esferas de materia inorgánica forman capas alrededor de Ja tierra debido a las diferentes densidades de Jos tres tipos de sustancias. Cada una de las esferas tiene una composición química diferente heredada de su origen en el pasado geológico. La biosfera precisa materiales de las tres esferas inorgáni­ cas, materiales que se utilizan para formar la materia orgánica.

Atmósfera y océanos El Hombre vive en el fondo de un océano de aire. Los humanos son consumidores de aire que dependen de las condiciones favorables de presión, temperatura y compo­ sición química de la atmósfera que los rodea. Al mismo tiempo, los humanos viven sobre la superficie sólida de la tierra, ya que dependen de ella para la alimentación, vestido, protección y medios. de desplazamiento de un Jugar a otro. Pero el aire y Ja tierra no son dos reinos completamente separados; existe una interrelación entre ellos, que se expresa en un flujo continuo de materia y energía. La capa en que se desarrolla el medio ambiente del hombre es una zona estrecha pero extraordinaria­ mente compleja, en la cual las condiciones atmosféricas Atmósfera y océanos

ejercen un control sobre la superficie terrestre, pero al mismo tiempo la superficie de Ja tierra ejerce una in­ fluencia sobre las propiedades de la atmósfera adyacente. Esencialmente se aplican las mismas observaciones a la superficie de los océanos y a la capa atmosférica que existe sobre ellos. El hombre utiliza la superficie del mar como una fuente de alimento y un medio de transporte. Existe un continuo flujo de energía y de materia entre Ja

Atmósfera ------ Biosfera

Hidrosfera

FIGURA 3.1. Los reinos de la tierra representados como círculos que se cortan. Los grandes círculos exteriores representan los tres grandes reinos inorgánicos; cada uno se superpone a los otros dos en una pequeña fracción, para indicar que algunas de las sustancias de cada reino están contenidas en los otros dos. La biosfera, o reino orgánico, recibe su sustancia del medio ambiente inorgánico, y está representado por el círculo que se superpone en parte a los otros tres reinos. El menor diámetro del círculo biosférico significa que la masa total de materia de la biosfera es sólo una pequeña parte de la de los otros tres reinos.

39

superficie del mar y la capa inferior de la atmósfera. Aquí encontramos de nuevo una interacción de vital importan­ cia para el Hombre. El mar influye sobre la atmósfera que se encuentra sobre él, a la vez que la atmósfera influye sobre el mar que tiene debajo. Nuestro objetivo en los próximos capítulos es examinar la atmósfera y los océanos haciendo una referencia parti­ cular a las relaciones aire -tierra y aire- mar, que son tan vitales para el Hombre. Para los geógrafos, interesados como están en las relaciones espaciales a escala global, la distribución de las propiedades físicas del océano y la at­ mósfera son materias de especial interés. Los geógrafos físicos describen y explican el modo en el que los com­ ponentes medio-ambientales del tiempo y del clima cam­ bian con la latitud, con las estaciones y con la posición geográfica en relación con los océanos y continentes. · Buscan las características generales de regiones similares e intentan definir sus límites y de ordenarlas en sistemas de clasificación. Todavía más importante, los geógrafos tratan de evaluar las cualidades de cada región, subrayan­ do tanto las oportunidades como las limitaciones de cada una para el desarrollo futuro de los recursos naturales como alimento, agua, energía y minerales. Los aspectos que analizaremos en este capítulo perte­ necen a dos áreas de las ciencias naturales: meteorología, la ciencia de la atmósfera, y oceanografía física, la cien­ cia del aspecto de los océanos.

Composición de la atmósfera La atmósfera de la tierra consiste en una mezcla de varios gases que rodean a la tierra hasta una altura de muchos kilómetros. Unida a la tierra por la atracción gravitacio­ nal, esta envuelta de aire es más densa a nivel del mar y disminuye rápidamente hacia arriba. Aunque casi toda la atmósfera (aproximadamente el 97 %) se halla en los primeros 30 km a partir de la superficie terrestre, el límite superior de la atmósfera puede situarse aproxima­ damente a una altura de 10.000 km, distancia que se aproxima al diámetro de la tierra. Desde la superficie terrestre hasta una altitud de unos 80 km, la composición química de la atmósfera es bastante uniforme en lo que respecta a las proporciones de los gases que la com­ ponen. El aire puro y seco consiste en su mayor parte de nitrógeno, alrededor del 78 % del volumen total, y de oxígeno, aproximadamente un 21 % (figura 3.2). El nitró­ geno no reacciona fácilmente con otras sustancias y pue-

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1 Otros gases

Gases que componen la baja atmósfera. Las

figuras indican el porcentaje aproximado de volumen.

40

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de ser considerado primordialmente como una sustancia neutra. Cantidades muy pequeñas de nitrógeno son ex­ traídas por las bacterias del suelo y convertidas en aptas para su uso por las plantas. En contraste con el nitrógeno, el oxígeno es muy activo químicamente y se combina rápidamente con otros elementos en el proceso de oxida­ ción. La combustión de los carburantes representa una rápida forma de oxidación mientras que ciertas formas de desmoronamiento de las rocas (meteorización) represen­ tan formas muy lentas de oxidación. Los animales necesi­ tan oxígeno para poder convertir el alimento en energía. El 1 % del aire restante es en su mayoría argón, un gas inactivo de poca importancia en los procesos naturales. Parte de ese 1 % consiste en una cantidad muy pequeña de dióxido de carbono, aproximadamente un 0,033 %. Este gas tiene gran importancia en los procesos atmosfé­ ricos, debido a su capacidad de absorber calor y permitir que se caliente la atmósfera inferior por la radiación calorífica procedente del sol y de la superficie de la tierra. Las plantas verdes, en el proceso de la fotosíntesis, utilizan el dióxido de carbono de la atmósfera, para con­ vertirlo, en unión con agua, en hidratos de carbono sólidos. Existen también otros gases pero en cantidades ex­ traordinariamente pequeñas: neón, helio, criptón, xenón, hidrógeno, metano y óxido nitroso. Todos los componen­ tes gaseosos de la baja atmósfera se hallan perfectamente mezclados unos con otros, lo cual da al aire puro y seco sus propiedades físicas, como si se tratara de un único gas.

La presión atmosférica Aunque no nos demos cuenta en todo momento, el aire es una sustancia material tangible, que ejerce una presión atmosférica sobre cualquier superficie sólida o líquida expuesta a ella. Esta presión es aproximadamente de un millón de dinas por centímetro cuadrado. Debido a que la presión atmosférica es exactamente compensada por la presión del aire sobre el líquido, objetos vacíos o sustan­ cias porosas, su peso siempre presente pasa desapercibi­ do. La presión sobre un centímetro cuadrado de superfi­ cie representa el peso de una columna de aire de 1 cm de sección y que se extiende verticalmente hasta los límites exteriores de la atmósfera. El aire es muy compresible. Esto hace que en las partes inferiores esté muy comprimi­ do y que, por ello, sea más denso. A medida que ascende­ mos, tanto la densidad como la presión del aire disminu­ yen con rapidez. La figura 3.3 muestra el descenso de presión en relación con el valor al nivel del mar. Los meteorólogos han utilizado otro método para de­ terminar la presión atmosférica, que se basa en un experi­ mento clásico de la física, realizado por primera vez por Evangelista Torricelli en 1643. Un tubo de vidrio de aproximadamente 1 m de largo, cerrado por un extremo, se llena completamente de mercurio. Después se invierte el tubo y se intr0<;luce en una cubeta de mercurio. Cuan­ do se destapa la abertura, el mercurio del tubo baja unos centímetros, pero se mantiene a un nivel aproximado de 76 cm sobre la superficie del mercurio de la cubeta (figura 3.4). La presión atmosférica equilibra el peso de la columna de mercurio. Cuando la presión del aire aumenta o disminuye, el nivel de mercurio asciende o desciende correspondientemente. Tenemos así un instru­ mento para medir la presión del aire y sus variaciones.

La atmósfera y los océanos de la nerra

160 í 140 r 120 1 100 80 60� 40 20

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Presión atmosférica (fracción del valor al niv 1 del mar)

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Principio del barómetro de mercurio.

Dtstrlbuclón verttcal de la presión atmosférica

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20 Estructura de la temperatura de la atmósfera.

.

FIGURA 3.4.

-' 80

FIGURA 3.3.

Los meteorólogos utilizan otra unidad para medir la presión. Esta unidad es el milibar (mb). Un centímetro de mercurio equivale a 13,3 mb. La presión media a nivel del mar es de 1.013,2 mb. Otro tipo de barómetro es el denominado barómetro aneroide. Consiste en una cápsula metálica hueca, en la

Cubeta

mi

Q) o.

Cualquier instrumento que mida la presión atmosférica se denomina barómetro. El tipo ideado por Torricelli es conocido como barómetro de mercurio. Con varios per. feccionamientos de su sencillo modelo, se ha convertido en el instrumento más utilizado. La presión se lee en milímetros de mercurio, que corresponden a la verdadera medida de la altura de la columna de mercurio. La pre­ sión media a nivel del mar es de 760 mm en esta es-.

Mercurio

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1

1

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que se ha hecho un vacío parcial. La pared superior de esta cápsula es un diafragma flexible que se contrae o dilata cuando la presión del aire exterior varía. Estos movimientos actúan sobre una aguja que se mueve sobre un limbo graduado. El barómetro aneroide es compacto y resistente. Cuando está graduado en términos de altitud, el barómetro aneroide se convierte en un altímetro que se utiliza en los aviones.

Distrlbuct6n vertical de la presión atmosférica La figura 3.5 muestra en detalle el ritmo de disminución de la presión atmosférica (presión barométrica) con la al­ titud hasta unos 30 km. Por cada 275 m de ascenso, la pre­ sión desciende 1/30 de su altura. La inclinación de la curva al ascender muestra que el ritmo de descenso de la presión es rápido al principio, pero se hace menor al aumentar la altura. Los efectos fisiológicos de la disminución de la presión sobre los humanos son bien conocidos gracias a las expe· riencias en vuelos y escaladas. La baja presión hace que disminuya la cantidad de oxígeno que entra en la sangre a través de los pulmones. En altitudes entre los 3.000 y 4.500 ·m puede producirse la.€infermedad de la montaña (enfermedad de la altura), caracterizada por debilidad, dolor de cabeza, hemorragias nasales o náuseas. Las per­ sonas que permanecen uno o dos días a esas altitudes, normalmente se ajustan a las condiciones, pero el esfuer. zo físico siempre viene acompañado de falta de resuello. Se necesita un suplemento de oxígeno para realizar actividades físicas en un avión no presurizado a altitudes superiores a 5.400 metros. Contenedores de oxígeno lige­ ro permiten a los alpinistas alcanzar la cima del Everest (8.800 m), proeza conseguida por primera vez en 1953. Las cabinas de los aviones comerciales a reacción están presurizadas a unos 850 mb, equivalente a una altitud aproximada de 1.500 metros, mientras la presión exterior a velocidad de crucero es sólo de 200 a 300 mb.

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Presión (pulgadas de mercurio)

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FIGURA 3.5.

Presión (milibares)

Descenso de Ja presión atmosférica en relación

con la altitud.

Estructura de la temperatura en la baja atmósfera La atmósfera se ha subdividido en capas, de acuerdo con las temperaturas y las zonas de cambio de esas temperatu­ ras, como se observa en la figura 3.3. Para el hombre y otras formas de vida, la capa inferior, la troposfera, es la de mayor importancia. Si lanzamos un globo sonda que lleve un termómetro y repetimos las operaciones muchas veces, obtendríamos un promedio o perfil representativo de las temperaturas. Encontraríamos así que la tempera­ tura del aire desciende de forma bastante uniforme al aumentar la altitud. El descenso medio de la temperatura es de 6,4ºC por 1.000 m de ascenso. Esta relación se conoce con el nombre de gradiente vertical de tempera­ tura. Cuando se utiliza repetidamente, este término se acorta y hablamos sólo de "gradiente". La figura 3.6 muestra un típico sondeo de temperaturas de la troposfera en latitudes medias (45º lat N) en un día de verano. La altitud está situada en el eje vertical y la temperatura en el horizontal. La curva resultante es una línea inclinada. La temperatura baja con la altitud de forma uniforme hasta unos 13 km. Por lo tanto, no es una sorpresa cuando el comandante de un avión anuncia, volando a 12 km de altitud, que la temperatura en el exterior es de unos -50º C. Sin embargo, la curva cambia bruscamente a los 14 km de altitud. En lugar de continuar descendiendo, la tem­ peratura se mantiene constante al aumentar la elevación. Este nivel de cambio es la tropopausa, que marca la transición a la siguiente zona de temperatura, conocida con el nombre de estratosfera. La altitud de la tropopausa varía, siendo la máxima sobre el Ecuador (17 km) y la mínima sobre los polos (9-10 km).

42

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FIGURA 3.6.

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Temperatura

Curva del gradiente de la temperatura medio-ambiental típica de un día de verano en las latitudes medias.

Sobre la tropopausa las temperaturas en la estratosfera ascienden gradualmente hasta alcanzar un valor de Oº C a los 50 km de altitud, aproximadamente. Aquí se encuen­ tra la estratopausa, donde se produce un descenso de la temperatura (figura 3.3). La temperatura desciende a lo largo de la mesosfera, capa que se extiende hasta unos 80 km, donde se alcanza el punto de -80º C. Este nivel de valores mínimos de temperatura se denomina mesopau­ sa. Con el aumento de altitud, tiene lugar un brusco ascenso de la temperatura en la termos/era. A esta enor­ me altitud, el aire está extremadamente rarificado; las moléculas de los gases están muy separadas. Este escaso aire tiene menos calor aunque la temperatura es alta.

La troposfera y el hombre La capa atmosférica más baja, la troposfera, es la que tiene una importancia más directa sobre el hombre. Casi todos los fenómenos del tiempo y clima que afectan físicamente al hombre tienen lugar en la troposfera (véa­ se Lámina B.7) . Además del aire puro y seco, la troposfera contiene vapor de agua, una forma gaseosa del agua, incolora e inodora, que se mezcla perfectamente con los otros gases del aire. La cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera es de primordial importancia en los fenómenos meteorológicos. El vapor de agua puede condensarse y formar nubes y niebla. Cuando la condensación es rápi­ da, se produce la lluvia, nieve, granizo y aguanieve -de­ nominados colectivamente precipitación- que caen so­ bre la tierra. Cuando el vapor de agua se presenta sólo en pequeñas proporciones se producen desiertos extrema­ damente secos. Además existe una función más importan­ te reservada al vapor de agua. Al igual que el dióxido de carbono, es un gas capaz de absorber calor en forma de energía radiante procedente del sol y de la superficie de la tierra. El vapor de agua confiere a la troposfera las características de una capa aislante, que evita el escape del calor de la superficie terrestre. La troposfera contiene infinidad de finas partículas de polvo, tan pequeñas y ligeras. que los más leves moviLa atmósfera y los océanos de la tierra

miemos del aire las mantienen en suspensión. Han llega­ do al aire procedentes de las secas llanuras desérticas, fondos de lagos y playas o de explosiones volcánicas. Los fuertes vientos que soplan sobre los océanos levantan gotitas de agua en el aire. Éstas pueden evaporarse, de­ jando como residuo cristales de sal extremadamente di­ minutos que son transportados hacia arriba. Los incen­ dios forestales y la quema de maleza constituyen otra importante fuente de partículas de polvo atmosférico. Innumerables meteoritos que se desintegran a causa del calor de la fricción producida al entrar en las capas altas (�e la atmósfera, han contribuido a la formación de polvo atmosférico. Los procesos industriales que incluyen la combustión de carburantes son también una gran fuente de polvo atmosférico. El polvo de la troposfera contribuye a la formación del crepúsculo y a la aparición de colores rojizos en la salida y puesta del sol, pero la función más importante de las partículas de polvo no puede ser vista y raramente es apreciable. Ciertos tipos de partículas de polvo sirven como núcleo o centro, alrededor de los cuales se con­ densa el vapor de agua y se forman las partículas de las nubes. En cambio, la estratosfera está virtualmente libre de vapor de agua y polvo. Las nubes son escasas en la estratosfera, aunque existen vientos a gran velocidad en estrechas zonas.

del ozono puede reducirse, y la intensidad de la radia­ ción ultravioleta que llega a la superficie terrestre puede aumentar. Un marcado ascenso en la incidencia del cán­ cer de piel es uno de los efectos que se han predicho. Otros posibles efectos son la reducción de los campos de cultivo de varias plantas y la desaparición de ciertas for­ mas de vida acuática de la capa superficial de los océanos y de los ríos y lagos. Los efectos de los halocarburos han sido muy estudia­ dos, utilizando medidas atmosféricas y modelos compu­ terizados de la química atmosférica. Estos estudios han llevado a la conclusión de que de la proporción de reduc­ ción del ozono estratosférico en la base de la emisión continuada de halocarburos en la proporción de 1977 resultará una disminución de un 2 a un 4 por ciento en el ozono estratosférico en el siglo XXI -una disminución menor de la que se había predicho previamente. Un interesante giro es una predicción de 1984, la cual señala que aunque la menor proporción de disminución en la estratqsfera es una buena noticia en términos de la reduc­ ción de un riesgo futuro, un sustancial aumento en el ozono está predicho a los 1 O km (en la troposfera). Por esto, el ozono añadido puede tener un importante impac­ to en los procesos meteorológicos, y puede intensificar el predicho calentamiento por el efecto de invernadero an­ ticipado de un aumento del dióxido de carbono.

La capa de ozono. Protección para la vida

La atmósfera magnética de la tierra

De vital importancia para el hombre y todas las demás formas de vida sobre la tierra es la presencia de una capa de ozono en la estratosfera. Esta capa se extiende desde una altitud de unos 15 km hasta unos 55 km (figura 3.3). La capa de ozono es una zona de concentración de un tipo de molécula de oxígeno conocida como ozono (03), en la que se combinan tres átomos de oxígeno en lugar de dos (02), como es normal. El ozono se produce por la acción de la radiación solar sobre los átomos ordinarios de oxígeno. La capa de ozono actúa como un escudo, protegiendo la troposfera y la superficie de la tierra de la mayor parte de la radiación ultravioleta que se encuentra en los rayos del sol. Si esos rayos ultravioletas alcanzaran la superficie terrestre con toda su intensidad, todas las bacterias a ellos expuestas serían destruidas y quedarían extremada­ mente dañados los tejidos animales. Con su papel protec­ tor, la presencia de la capa de ozono es un factor esencial en el medio ambiente del hombre. Una grave amenaza para la capa de ozono se ha produ­ cido por la liberación de Freones, componentes sintéti­ cos que contienen átomos de carbono, flúor y cloro. Estos componentes se llaman también halocarburos. Otro nombre alternativo es clorojluorcarburos. Previa­ mente a una prohibición promulgada en 1976 en los Estados Unidos, muchas aerosoles de uso doméstico esta­ ban cargados con halocarburos. Todavía se utilizan co­ múnmente como refrigerantes, práctica que contribuye al aumento de los halocarburos en la atmósfera. Las moléculas de halocarburos ascienden a través de la troposfera y eventualmente alcanzan la estratosfera. Como sus componentes absorben la radiación ultraviole­ ta, se descomponen y el cloro es liberado. El cloro ataca las moléculas de ozono, convirtiéndolas a través de un gran número de reacciones en cadena, en moléculas ordinarias de oxígeno. De esta forma, la concentración

La tierra puede ser considerada como una simple barra magnética, el eje de la cual coincide aproximadamente con el eje geográfico de la tierra (figura 3.7). El magne­ tismo se genera en el núcleo metálico de la tierra, un cuerpo central esférico que tiene casi la mitad del diáme­ tro terrestre. El eje magnético de la tierra está inclinado unos pocos grados con respecto al ej,e geográfico. En consecuencia, los polos magnéticos norte y sur no coinci­ den con los polos geográficos norte y sur, y tampoco el ecuador magnético coincide con el ecuador geográfico de la tierra. Las líneas de fuerza del campo magnético terrestre que aparecen en la figura 3.7, pasan a través de la superficie terrestre y del espacio circundante. La aguja de una brúju­ la, que no es más que una barra magnética móvil, se orienta en una posición paralela a las líneas de fuerza. Las líneas de fuerza se extienden en el espacio, constitu­ yendo el campo magnético externo de la tierra. Este campo puede ser considerado como una atmósfera mag­ nética. Si suponemos, a nivel comparativo, que la atmós­ fera gaseosa de la tierra se extiende hasta una distancia igual a dos veces su propio radio, o 13.000 km, es eviden­ te que la atmósfera magnética se extiende más allá de los límites externos de la atmósfera gaseosa. Toda la región comprendida entre los límites del campo magnético s� denomina magnetosfera. Su límite exterior es la magne­ topausa (figura 3.8). El modelo geométrico más simple para representar la magnetosfera sería el de un anillo de forma alargada que rodease a la tierra. El plano del anillo coincidiría con el plano del ecuador magnético, mientras que la tierra ocu­ paría la abertura del centro del anillo. En realidad, no existe esta forma ideal debido a la acción del viento solar, un flujo más o menos continuo de electrones y, protones emitidos por el sol. La presión del viento solar actúa presionando la magnetopausa hacia la tierra en la

La atmósfera magnética de la tierra

43

cara más cercana al sol (figura 3.8). Las líneas de fuerza en esta región se acercan, y el campo magnético se inten­ sifica. En la cara opuesta de la tierra, alineada con el sol, la magnetopausa se aleja de la tierra y las líneas de fuerza quedan atenuadas. No se conoce la extensión de esta "cola", pero la forma de la magnetosfera ha sido descrita como semejante a la de un cometa. Un importante papel medio-ambiental de la magnetos­ fera es proteger la atmósfera inferior y la superficie de la tierra de una forma extremadamente potente de energía denominada radiación iónica. Se trata de la misma forma de radiación peligrosa irradiada por algunos elementos radiactivos como el uranio, utilizado como combustible nuclear. La radiación iónica alcanza la tierra, procedente del sol, en forma de electrones y protones moviéndose rápidamente, comprendidos en el viento solar (figura 3.8). Al encontrarse con la magnetosfera, estas partículas son atrapadas y retenidas entre las líneas de fuerza del campo magnético. Aquí tienden a concentrarse a veces en unos anillos alargados denominados cinturones de radiación de Van A/len (figura 3.8). Las partículas atrapa­ das continuamente escapan de la cola de la magnetosfe­ ra. Sin la protección de la magnetosfera, la radiación iónica destruiría toda la vida de la superficie de la tierra.

El hombre y los océanos FIGURA 3.7.

En este corte esquemático a través de los polos magnético y geográfico se muestran las líneas de fuerza del campo magnético de la tierra. Las pequeñas flechas indican la dirección de las líneas de fuerza en los puntos de la superficie del globo. (Dibujado de nuevo a partir de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed., Harper and Row Editores, figura 7.4. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

o o

La importancia de los océanos para el hombre es aprecia­ da en una amplia gama de dimensiones y escalas. Un papel medio-ambiental desempeñado por los océanos es climático. La enorme masa de agua de los océanos es un depósito de gran cantidad de calor. Este calor es ganado o perdido muy lentamente. Como veremos, los océanos moderan efectivamente los extremos estacionales de las temperaturas sobre la superficie de la tierra. Los océanos suministran vapor de agua a la atmósfera y son la fuente

100 000 mi Escala 100 000 km

FIGURA 3.8. La magnetosfera y la magnetopausa. Los cinturones de radiación de Van Allen aparecen como un área negra a cada lado de la tierra.

44

La atmósfera y los océanos de la tierra

básica de toda la lluvia que cae sobre la tierra. Esta precipitación, que es la fuente que suministra el agua, vital para el hombre, se origina en la superficie de los océanos a través de un proceso de destilación del agua salada. Los océanos contienen un amplio y complejo conjunto de formas de vida marinas, tanto plantas como animales. Esta producción orgánica suministra a los humanos una modesta pero importante parte de su alimento. A lo largo de la historia los océanos han servido como superficies de transporte de gentes y mercancías de sus civilizacio­ nes. Vientos, olas, corrientes, hielos marinos y nieblas son factores -a veces favorables y a veces peligrosos­ que los océanos imponen a los humanos y a sus barcos en el mar. La zona de contacto entre los océanos y las tierras es un medio ambiente único para el hombre. En el capítulo 19 estudiaremos los procesos por los que las olas y las corrientes configuran las formas de paisaje costero. El hombre utiliza y modifica la zona costera de varias mane­ ras, realizando desde puertos hasta lugares de esparci­ miento para el tiempo libre.

El océano mundial Utilizaremos el término océano mundial para referirnos al conjunto de océanos y mares del globo. Considerare­ mos ahora algunos datos estadísticos que subrayan la enorme extensión y volumen de esta gran masa de agua salada. El océano mundial cubre aproximadamente el 71 % de la superficie del globo (figura 3.9); la profundi­ dad media es de unos 3.800 m, cuando se incluyen los mares poco profundos en el promedio de profundidad de las cuencas oceánicas. Para gran parte de los océanos Atlántico, Pacífico e Índico, la profundidad media es de 4.000 m. El volumen total del océano mundial es de 1,4 billones de km3, cantidad que supone el 97 % del agua de la tierra. Del pequeño volumen restante, un 2 % se encuen­ tra en las áreas heladas de la Antártida y Groenlandia, y un 1 % está representado por las reservas de agua de las tierras. Estos datos muestran la extensión de la hidrosfe­ ra, término general que se utiliza para el total del agua de la tierra, en sus tres estados -gaseoso, líquido o sólido. La hidrosfera está representada en gran parte por el océa­ no mundial. Para situar las masas de la atmósfera y de los océanos en relación con la tierra, compárense los si­ guientes datos. (La unidad de masa utilizada es 1021kg). Tierra Océano mundial Afm��ra

FIGURA 3.9.

6.000 1,4 0�5

Los hemisferios norte

distribución de tierras

y océanos.

La estructura de los océanos

y sur. Contraste en la

¿Cuáles son las diferencias básicas entre el océano mundial y la atmósfera en términos de propiedades y comportamiento? ¿Cómo se relacionan la atmósfera y los océanos en la región de contacto? Las respuestas a estas preguntas son vitales para comprender los procesos me­ dio-ambientales debido a que la vida marina depende de los intercambios de materia y energía en el contacto atmósfera-océano. También es significativo que las pri­ meras formas de vida se originaron y desarrollaron en la estrecha capa de agua justo bajo el área de contacto. La atmósfera, compuesta de un gas que es fácilmente compresible, no tiene un límite superior claro; se con­ vierte progresivamente en más denso hacia su base bajo el peso del gas situado por encima. El océano mundial tiene una superficie superior claramente definida, en contacto con la capa más densa de la atmósfera situada sobre él. Mientras la región más activa de la atmósfera es la capa más baja, la troposfera, la región más activa del océano es la capa superior. A grandes profundidades, el agua de los océanos se mueve lentamente y mantiene una baja tem­ peratura uniforme. Una razón para la intensa actividad física y biológica en la capa superior del océano es que el aporte de energía de la atmósfera produce movimientos del agua en forma de olas y corrientes. Otra razón es que el oxígeno y el dióxido de carbono, gases vitales para el desarrollo de plantas y animales, entran en el océano procedentes de la atmósfera. La atmósfera es también la fuente de calor y de agua condensada, evaporada inicial­ mente del océano. Pero la superficie del océano también devuelve calor y agua (en forma de vapor) a la baja atmósfera, y este fenómeno es de importancia primordial en los movimientos atmosféricos. La interacción entre la atmósfera y la superficie del océano es un tema que analizaremos en posteriores capítulos. Los océanos se hallan divididos en compartimientos debido a la existencia de las masas continentales. Las barreras terrestres impiden el intercambio global de las aguas de los océanos, mientras la atmósfera es libre de moverse globalmente. Otra diferencia es que la atmósfera tiene una pequeña capacidad de resistir fuerzas desequi­ libradoras. El aire se mueve fácilmente y con rapidez, cambiando su velocidad de uno a otro lugar. En cambio, el agua del océano sólo puede moverse lentamente y le cuesta responder a los cambios de fuerza de los vientos.

La estructura de los océanos Al igual que la atmósfera, el océano tiene una estructura en capas. Estas capas se establecen en términos de tem­ peratura y del contenido de oxígeno. En la troposfera, las temperaturas del aire son generalmente más altas al nivel del suelo y disminuyen hacia arriba. En los océanos, las temperaturas son generalmente más elevadas en la super­ ficie y disminuyen con la profundidad. Esta tendencia es lógica debido a que la fuente de calor procede de los rayos solares y del calor suministrado por la atmósfera. Con respecto a la temperatura, los océanos presentan una estructura en tres capas, como se muestra en el diagrama de la izquierda en la figura 3.10. En las bajas latitudes durante todo el año, y en latitudes medias du· rante el verano, se desarrolla una capa superficial calien­ te. Aquí, la acción de las olas mezcla el agua caliente de la superficie con el agua situada más abajo, formando una

45

Temperatura Baja

Examen de la atmósfera y los océanos

Oxígeno disuelto Alta

Bajo

Alto

Capa superficial caliente

Fondo del océano

FIGURA 3.10.

Este diagrama esquemático muestra los

cambios de temperatura y contenido de oxígeno en relación con la profundidad en las amplias extensiones de los océanos en las bajas latitudes.

capa caliente que puede tener una amplitud de 500 m, con una temperatura entre los 20· o zs·c en los océanos del cinturón ecuatorial. Por debajo de esta zona las tem­ peraturas descienden rápidamente, formando una segun­ da capa conocida como termoclina. Por debajo hay una tercera capa de agua muy fría que se extiende hasta el fondo marino. Las temperaturas cerca de la base de la capa profunda están entre los Oº y los SºC. En las regiones ártica y antártica, el sistema en tres capas es reemplazado por una única capa de agua fría, como muestra la figura 3. 1 1. La temperatura es un factor primario que afecta a la abundancia y variedad de la vida marina, la mayor parte de la cual se desarrolla en la estrecha capa superior. El contenido de oxígeno disuelto en el agua del mar muestra una capa superficial rica en oxígeno, justificada por la disponibilidad de oxígeno atmosférico y por la actividad de producción de las plantas marinas. Como aparece en el diagrama de la derecha de la figura 3.10, el contenido de oxígeno disminuye rápidamente con la pro­ fundidad; en las grandes áreas oceánicas hay una peque­ fia zona de bajo contenido en oxígeno porque ha sido consumido por la actividad biológica. En aguas profun· das el contenido de oxígeno toma un valor uniforme y moderado hasta el fondo marino.

El amplio análisis de la atmósfera y los océanos realizado en este capítulo nos muestra que la mayor parte de los elementos de la estructura física y de la composición química de estas dos grandes capas globales tiene gran importancia para la vida sobre la tierra. La mayoría de la información se ha referido a las condiciones estáticas que encontraríamos al ascender en la atmósfera o descender en los océanos. En los siguientes capítulos volveremos a estudiar los grandes sistemas de flujos de materia y energía que conti· nuamente se producen en la atmósfera y océanos, convir· tiéndolos en dinámicos en lugar de capas estáticas. Pri­ mero, trazaremos el camino seguido por la energía radiante del sol, que atraviesa la atmósfera, alcanza la tierra y vuelve al espacio exterior. El sistema de radiación solar controla el medio ambiente térmico de la capa de la vida, o biosfera. La radiación solar proporciona a la bios­ fera la energía necesaria para los procesos biológicos. Ahora continuaremos con el análisis de los vastos siste­ mas de transporte de la atmósfera y los océanos. Estos grandes flujos de aire y agua redistribuyen el calor sobre el globo para proporcionar unas condiciones de vida más moderadas y favorables de las que existirían de otro modo sobre nuestro planeta. Acompafiando a estos siste· mas de circulación aparecen intensas alteraciones del aire y del agua -las tormentas, que a menudo producen peligrosas consecuencias medio-ambientales. Si observamos los otros planetas del sistema solar, la unidad del planeta tierra como un medio de vida es más llamativo todavía. Sólo la tierra tiene un gran océano mundial y una atmósfera rica en oxígeno, combinado con unas temperaturas favorables. Marte, el planeta más cer· cano a nosotros, no tiene prácticamente agua en ningún estado y sólo tiene una atmósfera muy rarificada con poco oxígeno. Venus, parecido a nuestro planeta en cuanto a tamafio, tiene una atmósfera mucho más densa que la tierra. Pero el agua en cualquier estado es casi totalmente inexistente en Venus, y las temperaturas de la superficie son mucho más altas que las de la tierra. El pequefio Mercurio, sin atmósfera ni agua, se asa con los rayos solares. Los grandes planetas exteriores -Júpiter, Satur­ no, Urano y Neptuno- probablemente tienen grandes cantidades de agua, pero en forma sólida. Sus atmósferas, compuestas en parte de amoniaco y metano, serían mor­ tales para una vida como la nuestra, incluso si las tempe· raturas no fueran tan frías. La superficie de la Luna no tiene agua ni atmósfera. Por tanto, no existe ningún lugar adecuado para la vida humana fuera del planeta tierra.

Groenlandia 60 º 1

FIGURA 3.11. Corte esquemático norte-sur del océano mundial, mostrando cómo la capa superficial de agua caliente desaparece en las latitudes árticas, donde la capa de agua muy fría alcanza la superficie.

46

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La atmósfera y los océanos de la tierra

SISTEMAS DE FLUJO, DE MATERIA MATERIA Y ENERGÍA Los reinos de la tierra con los que se relaciona la geogra­ fía física están compuestos por dos elementos: materia y energía. La física y la química son ciencias básicas que se ocupan de la naturaleza de la materia y energía y de la formulación de leyes que rigen su comportamiento. Defi­ nir los términos materia y energía no es una labor fácil ya que representan conceptos que incluyen cualquier cosa en el mundo real. Para comenzar, podemos sustituir la palabra "materia" por "sustancia'' , pero sólo consegui­ mos aplazar el problema. La sustancia, a su vez tiene la característica de ocupar espacio. La materia es una sustan­ cia tangible que puede ser vista, sentida, probada, medi­ da, pesada o almacenada. La materia posee la misteriosa propiedad de la gravitación, la atracción mutua que ac­ túa entre dos conjuntos (grupos o piezas) de materia. La energía se define a menudo basándose en sus efec­ tos. Quizá la definición más común es que "la energía posee la capacidad de producir trabajo". De alguna mane­ ra, la energía implica la noción de materia, pero la ener­ gía puede ser almacenada en la materia, que no aparece aparentemente en movimiento. Un ladrillo en equilibrio sobre la repisa de una ventana tiene una reserva de energía aunque el ladrillo esté en reposo. La energía almacenada se liberará rápidamente en forma de movi­ miento, si el ladrillo es empujado ligeramente y cae a la acera. La energía puede moverse o desplazarse de un lugar a otro y también puede estar almacenada de diver­ sas formas. Frecuentemente nos referimos a la energía como algo que se gasta. Por ejemplo, podemos decir: "He utilizado mucha energía jugando estos dos sets de tenis." En realidad, la energía no puede ser destruida por su utilización; sólo puede transformarse de una forma a otra y moverse de un lugar a otro. Lo mismo puede aplicarse a la materia, que no puede ser destruida, sino únicamente transformada o desplazada de un lugar a otro. Por "des­ truir" entendemos "eliminar su existencia" o "eliminar del universo".

ESTADOS DE LA MATERIA La condición física, o estado, en que podemos hallar la materia en un lugar y un momento determinados es un tema de gran importancia para la geografía física. Algu­ nos estados de la materia son bien conocidos por todos. Cada día bebemos agua en su estado líquido. Los cubitos de hielo representan al agua en estado sólido. El estado gaseoso del agua, llamado vapor de agua, no puede ser visto, pero es fácilmente sentido por la piel humana en verano cuando la humedad del aire es relativamente ele­ vada. Estos tres estados de la materia -sólido, líquido y gaseoso- se aplican tanto a las sustancias puras (elemen­ tos y compuestos) como a las mezclas. Utilizando única­ mete los más sencillos conceptos de átomos y compues­ tos podemos describir los tres estados de la materia en relación con su comportamiento observable. Para este fin, los átomos y moléculas de los que se compone la materia deben ser visualizados como esferas uniformes, semejantes físicamente. Un gas es una sustancia que se expande fácil y rápidaSistemas de flujo de materia y energía

Y

ENERGÍA

mente para llenar cualquier pequeñ.o rec1p1ente vacío. Los átomos o moléculas del gas, según el caso, están moviéndose a gran velocidad (figura 3.12). El espacio vacío entre los átomos o moléculas es enorme en compa­ ración con las dimensiones de estas partículas. Los movi­ mientos de las partículas toman direcciones al azar; las colisiones entre las partículas son frecuentes. Las partícu­ las rebotan como perfectas esferas a cada impacto, cam­ biando bruscamente su dirección. Las partículas también chocan y rebotan de las paredes del recipiente. Un gas es generalmente mucho menos denso que un líquido o un sólido que esté formado de la misma sustancia química. Por ejemplo, el vapor de agua es gaseoso y el aire húme­ do tiene una densidad de 1/100.000 respecto al agua lí­ quida. Un líquido es una sustancia que fluye libremente en respuesta a fuerzas desequilibradoras pero mantiene una superficie alargada y no llega a llenar el recipiente o cavidad en la que se encuentre. Las moléculas de un líquido -agua por ejemplo- se mueven más o menos libremente una delante de otra en forma individual o en pequeñ.os grupos. Bajo presiones bastante fuertes (como la que existiría en el fondo de un profundo océano) los líquidos se comprimen sólo ligeramente en un pequeñ.o volumen. Para muchos fines prácticos, los líquidos pue­ den ser considerados como incompresibles (no capaces de ser comprimidos). Tanto los gases como los líquidos son clasificados en­ tre los fluidos porque ambas sustancias fluyen libremen­ te. Dicho sencillamente, estas sustancias fluyen hacia niveles más bajos, cuando ello es posible, por influencia de la fuerza de la gravedad. Como resultado, los fluidos de diferente densidad tienden a situarse en capas, con el fluido de mayor densidad en el fondo y el de menor densidad encima. Este principio tiene algunas aplicacio­ nes muy importantes en las ciencias de la atmósfera y los océanos. Un sólido es una sustancia que resiste los cambios de forma y volumen. Los sólidos son capaces de resistir grandes fuerzas desequilibradoras (es decir, grandes ten­ siones) sin ceder, aunque experimenten una pequeñ.a deformación elástica. Cuando cede, normalmente se pro­ duce una ruptura. Estos principios tienen importantes aplicaciones en el estudio del hielo y las rocas de los glaciares, sustancias que se encuentran en estado sólido. Los cambios de estado vienen acompañ.ados por una entrada o salida de energía en las sustancias en que se produce el cambio. Todos estamos familiarizados con este principio en la preparación de los alimentos. Para hervir agua y producir vapor (cambiar al estado gaseoso) tiene que aplicarse una gran cantidad de calor. Para helar el agua debe extraerse gran cantidad de calor. Nuestro siguiente paso será examinar la naturaleza y tipos de energía que pueden ser fácilmente observables, y que causan cambios en sustancias puras y en mezclas que se comportan como gases, líquidos y sólidos.

TIPOS DE ENERGÍA Hemos señ.alado anteriormente que la energía se define comúnmente como la capacidad para producir trabajo.

47

GAS Un gas llena un recipiente cerrado uniformemente Moléculas moviéndose a gran velocidad Se producen colisiones y rebotes

El gas se comprime fácilmente hasta un pequei'\o volumen Las colisiones son más frecuentes

Densidad muy baia

SÓLIDO (cristalino)

Las moll:culas se sitúan en un estricto orden geométrico

Duro, rígido Se fractura cuando es aplicada una fuerte tensión Alta densidad

FIGURA 3.12. A.N. Strahler,

Propiedades de los gases, líquidos y sólidos. ( Dibujado de nuevo a partir de Geología Física, figura 2 . 5 . Ediciones Omega, S.A. Barcelona, 1987 . )

En términos estrictos de los físicos, la energía es el producto de una fuerza actuando a lo largo de una distan­ cia. De esta manera, la energía es la posibilidad de mover un objeto (ejerciendo una fuerza) a lo largo de una distancia. La energía es almacenada · y transportada de muchas formas. Algunos de los tipos de energía son: energía mecánica, energía calorífica, energía transmitida por radiación a través del espacio (energía electromagné­ tica), energía química, energía eléctrica y energía nu­ clear. La energía mecánica es una energía asociada al movi­ miento de la materia. Hay dos tipos de energía mecánica : energía cinética y energía potencial. La energía cinética es la capacidad de moverse que tiene una masa para producir un trabajo. De esta forma, un automóvil que viaje por una carretera posee energía cinética, ya que es una masa en movimiento. Si esta masa chocase contra un poste de teléfonos, su capacidad para realizar un trabajo sobre sí mismo y sobre el poste será bastante obvio. La · energía desprendida en la colisión aumentará con el peso (masa) del coche y aumentará también con el cua­ drado de la velocidad del coche. Por tanto, la energía cinética es proporcional a la cantidad de masa en movi­ miento multiplicada por el cuadrado de su velocidad. Es obvio que la energía cinética se encuentra en muchas formas actuando en los procesos naturales de la superfi­ cie de la tierra -cantos rodados que se mueven, la co­ rriente de un río, o el oleaje del mar. La energía potencial o energía de posición es la ener­ gía cinética que alcanzaría un objeto si se dejara caer bajo la influencia de la gravedad. Supongamos que un ladrillo se balancea sobre el borde de una mesa y cae. La energía

48

cinética que posee el ladrillo en el momento en que golpea el suelo, como ya hemos visto, es proporcional a la masa del ladrillo multiplicada por el cuadrado de su velocidad. Si el ladrillo es nuevamente subido a la mesa, el trabajo realizado en subirlo da al ladrillo una cantidad de energía potencial. Esta energía será liberada cuando el ladrillo vuelva a caer. En este punto es obvio que el suelo es simplemente un lugar que detiene la caída del ladrillo; si se abre un agujero en el suelo, y el ladrillo cae por él, poseerá mayor energía cinética al chocar con el suelo situado más abajo. Por lo tanto, la energía potencial debe ser siempre valorada con respecto a un determina­ do nivel de referencia, o nivel de base. Mirando a nuestro alrededor podemos observar muchos ejemplos de la exis­ tencia de energía potencial. Un carito rodado colocado en la cima de una montaña, en una cara abrÚpta, es un ejemplo sencillo. De hecho, toda la montaña representa una gran reserva de energía potencial en relación con el nivel del suelo de un valle adyacente. La energía mecáni­ ca puede ser transmitida de un lugar a otro en forma de movimiento ondulatorio, en el cual la energía cinética pasa a través de la materia en forma de impulso que se transmite de una partícula a la siguiente. Una onda sono­ ra es un ejemplo de ello -un impulso a las moléculas de aire en un runto será transmitido hacia afuera en todas las direcciones. Otro ejemplo es el fenómeno de las ondas producidas por los terremotos, que transportan gran cantidad de energía a grandes distancfas, no sólo sobre la superficie terrestre, sino también en trayectorias a gran profundidad en el interior de la tierra. La conocida escala Richter sobre la intensidad de los terremotos mide la cantidad de energía liberada en el terremoto. En todas La atmósfera y los océanos de la tierra

las formas mecánicas del movimiento ondulatorio, la ma­ teria se desplaza (hacia arriba y hacia abaj0, hacia los lados, o hacia delante y detrás) en forma rítmica. La resistencia de fricción de la sustancia en movimiento absorbe energía y las ondas desaparecen cuando se des­ plazan lejos de la fuente. El calor sensible es otro tipo de energía de suma im­ portancia. La energía cinética puede ser convertida en calor sensible a través del mecanismo de la fricción. Un ejemplo familiar es la acción de frenada de un automóvil en movimiento. Cuando el automóvil reduce su veloci­ dad hasta frenar (perdiendo energía cinética) los discos del freno se calientan. El calor sensible representa la energía cinética, pero es más una forma interna que una forma externa apreciada en las masas en movimiento. De esta manera, una taza llena de agua situada sobre una mesa posee energía interna debido al constante movimiento de las moléculas de agua en una escala demasiado pequeña para ser visto. Este movimiento interno es el calor sensible de la sustan­ cia y su nivel de intensidad se mide con el termómetro. En los gases, el movimiento interno se realiza en forma de movimientos de las moléculas �n el espacio a gran velocidad, pero con frecuentes colisiones con otras molé­ culas. Por tanto, el nivel de energía en el agua en estado gaseoso (vapor de agua) es más alto que en el agua líquida. Por otro lado, el hielo representa un nivel de energía menor que el del agua líquida, ya que aquí las moléculas están ordenadas en forma geométrica fija (véa­ se la figura 3.12). Para estas moléculas en estado sólido, el movimiento es una simple vibración. El calor sensible se desplaza a través de gases, líquidos, o sólidos mediante el proceso de conducción. La direc­ ción del flujo calorífico por la conducción es siempre en la dirección de mayor temperatura a menor temperatura. En el proceso de conducción, las moléculas de la materia más caliente, que se mueven más rápidamente, pasan parte de su energía cinética a la materia más fría, origi­ nando un aumento en la velocidad de su movimiento molecular. De esta forma, el calor se desplaza a través de la materia. Por la conducción, el calor puede convertir un gas en líquido o sólido, un líquido en gas o sólido, y un sólido en líquido o en gas. El calor ser:sible también puede ser transportado en una capa de gas o líquido a través de la convección, proceso en el q1,1e las corrientes redistribuyen el calor por la mezcla de las partes calien­ tes y frías del fluido. Cuando el hielo se derrite, debe realizarse un trabajo para vencer los vínculos cristalinos entre las moléculas. Este trabajo precisa un aporte de energía pero la tempera­ tura de la sustancia no asciende. La energía parece desa­ parecer misteriosamente. Como la energía no puede per­ derse, se almacena en una forma conocida como calor latente. Si congeláramos el agua y se convirtiera de nue­ vo en hielo, el calor latente se desprendería en forma de calor sensible. Una transformación similar de calor sensi­ ble a latente tiene lugar cuando se evapora un líquido, debido a que debe realizarse un trabajo para vencer los vínculos entre las moléculas del líquido. Cuando el vapor de agua vuelve al estado líquido, mediante un proéeso de condensación, el calor latente se transforma en calor sensible. Tanto el calor latente como el calor sensible representan formas de energía almacenada (como la energía potencial). El calor sensible almacenado en la materia puede per­ derse directamente en el espacio circundante a través de Sistemas de flujo de materia y energía

la conducción, pero incluso en los objetos vacíos puede perderse calor. Una ley fundamental de la física afirma que cualquier materia a temperaturas por encima del cero absoluto despide energía electromagnética. El pro­ ceso de desprender energía se denomina radiación. Po­ dem·os pensar en esta radiación en forma de ondas que se desplazan en línea recta por el espacio. Las ondas poseen una gran amplitud de longitudes, pero todas se desplazan a la misma velocidad -300.000 km por hora- indepen­ dientemente de su longitud. El conjunto de las ondas de todas las longitudes constituye el espectro electromagné­ tico, que incluye la luz visible con todos los colores del arco iris y también las ondas invisibles, como los rayos ultravioleta, rayos X y rayos gamma. Además de esto, el espectro incluye las ondas invisibles conocidas como rayos infrarrojos e incluso las microondas y las ondas de radio. La energía electromagnética recibida del sol impulsa un grupo de importantes procesos naturales que se pro­ ducen constantemente en la superficie de la tierra. La energía electromagnética, al llegar a la superficie terres­ tre se convierte continuamente en energía mecánica y calor sensible, que a su vez son transformados en activi­ dades como vientos en la atmósfera o la disgregación de las rocas, y en el transporte de las partículas resultantes a nuevos lugares. Otro tipo de energía es la energía química, que es absorbida o desprendida por la materia cuando se produ­ cen reacciones químicas. Estas reacciones provocan la unión de átomos para formar moléculas, la reconversión de las moléculas en nuevos compuestos, y los cambios contrarios, a formas simples de la materia. Las plantas verdes utilizan la energía electromagnética del sol para producir energía química, que es almacenada en las hojas y el tallo de las plantas, en forma de complejas moléculas orgánicas. Finalmente hay que señalar la energía eléctrica y la energía nuclear. El rayo es una manifestación espectacu­ lar de la liberación de energía eléctrica. La energía nu­ clear se produce por la alteración espontánea de los átomos de ciertos elementos, llamados radiactivos. La energía nuclear es un importante proceso natural que se produce en las profundidades de la tierra, donde genera continuamente calor. Se cree que este calor acumulado es responsable de las rupturas de la corteza exterior de la tierra y de los lentos movimientos de las grandes masas de rocas de muchos kilómetros de espesor.

(

SISTEMAS DE FLUJO DE MATERIA Y ENERGÍA La comprensión de los diversos procesos que afectan a la atmósfera, hidrosfera, litosfera y biosfera hace necesario que el geógrafo físico piense en términos de sistemas de flujo de la materia y la energía. Un sistema de flujo es simplemente una serie de trayectorias a través de las cuales la energía y/o la materia se mueven más o menos continuamente. Primero trataremos del sistema de flujo de la energía. Un sistema de flujo de energía traza la trayectoria de la energía desde un punto de entrada hasta un punto de salida. Como la energía fluye a través de este sistema, puede cambiar de forma o detenerse temporal­ mente. Eri este proceso, el flujo de energía utiliza la materia como el medio de movimiento y de conserva­ ción.

49

Calor radiante

Termómetro

( 1 1

Fuente de energía Radiador de energía infrarroja

---

-

---

Cambio de forma de energía

1:

-

-

- - -- -- -

��* de energía

Energía radiante

Entrada

1 1 1 1 1

Sistema de flujo de energía (abierto)

--

Límite del sistema -

-

- - - - - --

Cambio de forma de energía Calor sensible Energía radian te

Calor sensib le

;

Calor sensibl

- --

-

,

1 1

1

: 1

Salida 1

1

111

1 1 �-----------------------------�

-- - - - --

Límite del sistema

,,.1

Grifo

1 1 1 1 1

Fuente de materia Agua líquida

-

-

--

-

--

Almacenaje de materia

Ent;ada

Agua líquida

1 1

-, 1

1 J 1 1 1

Salida

11

1 1 1 '- - - - - - - - - - - - - - - _/

Sistema de flujo de materia (abierto)

Energía eléctrica

Calor conducido fuera del Válvula radiador

Aire acondicionado o refrigerador

Freón gaseoso

1

: :

-

-

-

-

Límite del sistema

----

- ---- - -

O

Líquido



Cambio de estad

......

Líquido a gas , (evaporación) ,.

Sistema de flujo de materia (cerrado) ....._ _ _ _ -

-

--

y

energía

1

1 li 1

J

:1

:

1 1 1 1 1

I

Cambio de forma de energía

·

1 1 1 1 1 1

Calor sensible a calor latente

1

1

1

- - - - - - - - - - - - - - - - - - -- - - - - - ·

Almacenaje

Sistema de energía (abierto)

y materia

1 1 1 1 1

1

I� -t 1 1 1

....._ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ /

Diagramas esquemáticos de los sistemas de flujos de energía utilizando comunes aparatos mecánicos caseros como ejemplos.

50

------ ,

Almacenaje

/

Almacenaje

Fuente de energía

FIGURA 3.13.

e

--------

Gas a líquido (condensación)

Freón líquido

Calor introducido en el evaporador

Sistemas combinados de materia

-

Cambio de estado

s

e

--

Entrada

1

La atmósfera y los océanos de la tierra

Los sistemas de flujo de energía inician el movimiento y mantienen los sistemas de flujo de materia. La matelia introducida en tales sistemas no es solamente transporta­ da de un lugar a otro, sino que también puede sufrir cambios de estado y cambios químicos. La materia que se desplaza a través del sistema también puede quedar al­ macenada temporalmente en ciertos puntos. Las corrientes de energía y materia pueden ser visuali­ zadas por medio de diagramas esquemáticos, utilizando para ello una serie de símbolos . Tres de esos diagramas, realizados a partir de ejemplos familiares en el hogar, representan los tres tipos básicos de corrientes (figura 3. 13). El primero es la corriente de energía representada en el diagrama A por una cazuela calentada en un horni­ llo eléctrico. La superficie exterior representa el límite del sistema, mostrado por el rectángulo exterior en el diagrama. La entrada de energía en el sistema proviene de una fuente de energía, cuyo símbolo es un círculo. Una flecha muestra la trayectoria de la energía. Suponga­ mos que la energía proporcionada por el hornillo eléctri­ co es en forma radiante y que consiste en rayos infrarro­ jos, que forman parte del espectro electromagnético de energía. De esta forma, la energía es transmitida por radiación desde el calentador a la cazuela que absorbe la energía. Se produce así una transformación de la ener­ gía en la cual la energía radiante es transformada en calor sensible, aumentando la temperatura del recipiente. Un rectángulo es el símbolo que utilizamos para una trans­ formación de la energía. El calor sensible permanece temporalmente como energía almacenada en el reci­ piente y en su contenido. Una figura en forma de depósi­ to indica la reserva de energía o materia en un sistema de flujos. La energía continúa su trayectoria para cambiar su forma de nuevo a radiación infrarroja em itida por la su­ perficie del recipiente. Este proceso representa la salida de energía a través del límite del sistema. (Otras formas de energía pueden entrar y salir simultáneamente del siste­ ma, pero han sido omitidas en busca de la sencillez.) Con el ritmo constante de entrada de energía, se alcan­ za un momento en el que la cantidad de energía almace­ nada se mantiene constante como se demuestra por la temperatura constante del recipiente. El ritmo de salida de energía debe ser, por tanto, igual al de entrada. Deci­ mos que el sistema está en estado de equilibrio cuando los ritmos de entrada y salida son iguales y consta,ntes y el almacenaje es también una cantidad constante. Si incre­ mentamos el ritmo de entrada de energía, el almacenaje aumentará (produciendo una mayor temperatura) y tam­ bién aumentará la salida de energía. Después de un corto período se restablecerá el estado de equilibrio a un nue­ vo nivel de actividad. Cuando la entrada de energía cesa, el sistema se detiene y deja de existir. Hemos mostrado así un sistema abierto definido como un sistema que requiere una entrada y una salida de energía (o materia) a través de los límites del sistema. Un principio importan­ te es que todos los sistemas de flujo de energía son sistemas abiertos. Ningún sistema de energía real puede funcionar como un sistema cerrado por completo dentro de sus límites, porque no existe ningún aislante perfecto que impida la salida de energía en forma de calor a través de los límites que lo encierran. El diagrama B de la figura 3.13 ilustra un sencillo sis­ tema de flujo represeritado por una bañera con su grifo y sus desagües abiertos . El límite del sistema es la super­ ficie exterior de contacto del agua con las paredes de la bañera y la superficie del líquido. La entrada de agua a Sistemas de flujo de materia y energía

través del grifo puede ser regulada de forma que el nivel del agua ascienda rápidamente en la bañera. Cuando se produce esto, el ritm o dd agua que sale por el desagüe aumenta rápidamente (debido al aumento de la presión hidráulica). Se alcanza un momento en el que el nivel de agua. es constante y la cantidad de materia en reserva es entonces un valor constante. Los ritmos de entrada y salida también son constantes e iguales y el sistema está en estado de equilibrio. Este sistema de flujo de materia es un sistema abierto. Cuando la entrada de agua se acaba, el agua es desaguada completamente y el sistema desaparece. El diagrama C de la figura 3.13 ilustra sistemas de energía y materia actuando simultáneamente. El sistema consiste en los elem entos esenciales de un aparato de aire acondicionado o refrigerador que utiliza en el circui­ to un fluido de refrigeración, tal como freón, para el proceso de refrigeración. Un compresor, movido por un motor eléctrico, recibe el gas de refrigeración a baja presión y lo bombea hacia una válvula, poniendo el gas bajo alta presión. El proceso de compresión calienta el gas a una temperatura superior al aire que rodea al radia­ dor. En un radiador el gas enfriado se condensa y se hace líquido. Para que el líquido entre en el evaporador, pasa a través de otra válvula, que lo pulveriza hacia la baja presión medio-ambiental del evaporador. A baja presión, las gotas se evaporan rápidamente convirtiéndose en un gas muy frío y enfriando el aire cerca del evaporador. El gas vuelve después al compresor para completar el ciclo. El efecto ha sido extraer calor del ambiente cercano al evaporador, almacenar el calor en el freón gaseoso, y liberar el calor durante la condensación en el radiador hacia el exterior. En este sentido, el calor es "bombeado" desde el evaporador al radiador. El diagrama superior m u estra el sistema material con­ sistente en el flujo de enfriam iento y sus cambios de estado. Los cambios de estado se representan por el mismo rectángulo utilizado como símbolo de transforma­ ción de la energía en el sistema de energía . Igualmente, el almacenaje en los estados líquido y gaseoso se señala con el símbolo del depósito. Comenzando por la esquina superior izquierda, la compresión provoca la condensa­ ción del gas de refrigeración,. cambiando del estado ga­ seoso a líquido. El líquido de refrigeración se expande y evapora volviendo al estado gaseoso. Aquí hemos mostra­ do un sistema cerrado porque no hay materia que entre o salga del sistema. El diagrama inferior muestra el sistema de energía actuando simultáneamente con el sistema de materia. Para cada cambio en el estado material existe un cambio en forma de energía. Si los diagramas estuvieran realiza­ dos sobre un acetato transparente, se podría situar un diagrama sobre el otro y se vería que los circuitos básicos del flujo de materia y energía se superponen perfecta­ mente. Sin embargo, el sistema de energía debe tener entradas y salidas de energía añadidas al circuito interno cerrado. La energía eléctrica se convierte en energía me­ cánica en el compresor, pero esta transformación tiene lugar fuera del sistema. La energía m ecánica se utiliza para comprimir el gas, elevando su temperatura y pasan­ do al almacenaje en forma de calor sensible. A alta tem­ peratura el gas se condensa, liberando el calor latente que pasa a almacenarse como calor sensible . Parte del calor sensible almacenado pasa al medio ambiente exte­ rior por conducción a través del radiador y representa la salida de energía del sistema . Cuando el líquido de refri-

51

gerac10n se evapora, se introduce en el sistema calor procedente del exterior y gran parte del calor sensible que contiene se transforma en calor latente, que entra en almacenaje temporal en el gas de refrigeración. La con­ densación invierte el proceso y el calor latente se trans­ forma de nuevo en calor sensible. Igual que el primer ejemplo de un sistema de energía, éste es un sistema abierto y debe existir tanto una entrada como una salida de energía. Este aparato de refrigeración es, por lo tanto, una com­ binación de un sistema cerrado de materia y un sistema abierto de energía. Muchos de los sistemas naturales de la geografía física son también combinaciones de siste­ mas de flujo de materia y energía. Ningún sistema de

52

materia, sea abierto o cerrado, puede operar sin el em­ pleo de energía. Sin embargo, lo contrario de esta afirma­ ción no es cierto ya que es posible la existencia de un sistema de energía sin la intervención de un movimiento de materia, debido a que la energía puede fluir a través de la materia por conducción o radiación, o una combi­ nación de las dos, sin que se necesite ningún movimien­ to de la materia. Estos conceptos de sistemas de flujo de energía y mate­ ria serán utilizados en varios momentos en nuestro estu­ dio de la geografía física, donde el concepto de sistema es importante. Por ello se incluyen en capítulos posterio­ res diagramas de flujos como complemento a las descrip­ ciones convencionales de varios sistemas naturales.

La atmósfera y los océanos de la tierra

CAPÍTULO

4

El balance de radiación terrestre

Todos los procesos vitales que se desarrollan sobre la superficie terrestre se hallan sustentados por la energía que irradia el sol. Los sistemas de circulación planetaria de la atmósfera y los océanos están gobernados por la energía solar. Los intercambios entre agua líquida y vapor de agua de un lugar a otro del globo dependen de esta singular fuente de energía. Es cierto que existen flujos de calor que ascienden a través de la corteza terrestre hasta alcanzar la superficie, pero la cantidad es insignificante si la comparamos con el total de energía que la tierra inter­ cepta de los rayos solares. El flujo de energía del sol hacia la tierra y de ella hacia el exterior, es un sistema complejo. Incluye no sólo su transmisión, sino también su almacenaje y transporte. Ambas formas ocurrirán en los gases, líquidos y materia sólida que encontramos en la atmósfera, hidrosfera y litosfera respectivamente. Podemos simplificar el estudio de la totalidad de este sistema comenzando por examinar cada una de sus partes. Empezaremos, entonces, cori los procesos de radiación en sí mismos y el desarrollo del concepto de balance de radiación, en el cual la energía absorbida por nuestro planeta se verá contrastada con el rendimiento de energía del planeta hacia el espacio exte­ rior. La energía solar es interceptada por nuestro esférico planeta por lo que el nivel de energía calorífica tenderá a crecer. Por otra parte, nuestro planeta irradia energía hacia el espacio, lo cual significa un proceso que tenderá a disminuir el nivel de energía calorífica. Las entradas y salidas de radiación ocurren simultáneamente (figura 4.1). En un lugar y tiempo determinados puede haber más ganancias que pérdidas de energía, mientras que en otro lugar y tiempo pueden generarse más pérdidas que ga­ nancias. La región ecuatorial recibe, a través de la radiación solar, mucha más energía de la que puede radiar direc­ tamente al espacio . Al contrario , las regiones polares pierden mucha más energía de la que obtienen por ra· diación solar. Por ello los mecanismos de transferencia de energía han de ser incluidos en el sistema energético. Éstos han de actuar para transportar el excedente energé-

El balance de radiación terrestre

tico desde las regiones donde hay abundancia hacia las que existen deficiencias. En nuestro planeta, los movi­ mientos producidos por la atmósfera y los océanos actúan como mecanismos de transferencia de calor. Un estudio del balance energético terrestre no sería completo si no añadiésemos una descripción y explicación de los mode­ los de circulación del aire y del agua, lo cual se llevará a cabo en el capítulo 6. Siendo más suspicaces, entendemos que el movimien­ to del agua en la atmósfera, océanos y tierras, incluye un sistema global de transporte de materia que es semejante, en cuan to a importancia en el medio ambiente, al flujo de energía. Comprendemos que las actividades que am­ bos sistemas realizan están íntimamente entremezcladas. El concepto de balance hídrico se desarrollará en el capítulo 10, donde lo compararemos con el balance ener­ gético. Juntos, estos grandes sistemas de energía y mate­ ria, forman una unidad, un gran sistema planetario que nos permite referir y explicar, dentro de un esquema integrado , algo acerca del fenómeno ambiental de nues­ tro planeta. E spacio exterior

Diagrama simplificado del sistema de radiaci ón sol-tierra-espacio. ( Procedente de A.N. Strahler "The life !ayer"

FIGURA 4. 1 .

en joumal of Geography vol. 69, pág. 72, Copyright 1970 por Thejoumal ofGeography, reproducido con permiso del autor.)

53

Una aproximación sistemática al balance energético terrestre podría comenzar con un estudio del gasto o fuente de la energía procedente de la radiación solar. Tomaremos ésta como si al entrar en la atmósfera fuese absorbida o transformada. Volviendo , entonces, al meca­ nismo de producción de energía por parte de la tierra como una radiación secundaria.

Radiación electromagnética Nuestro sol, una estrella de tamaño y temperatura medias si la comparamos con el conjunto de estrellas, tiene una temperatura en superficie de 6.000 ·c. Este elevado valor producido por un gas incandescente que ocupa la exten­ sión solar, emite radiación electromagnética la cual es emitida radialmente hacia el exterior con movimiento rectilíneo y necesitando tan sólo de 8 minutos y 1/3 para recorrer 150 millones de km que es la distancia del sol a la �ierra. Aunque la energía solar apenas se pierde en su viaje a través del espacio, los rayos divergen a medida que se alejan de su centro . Por lo que la intensidad de radiación de un haz, por sección transversal dada (1 cm 2) es inversamente proporcional al cuadrado de la distancia al sol. La tierra tan sólo intercepta 2 , 1 0-1 2 del total de energía emitida por el sol . A fines prácticos, incluyendo el estudio del balance de radiación terrestre, la radiación electromagnética puede ser tratada como una onda de transporte de energía. Estas ondas pueden imaginarse como las generadas por un barco que atraviesa una superficie perfectamente calma­ da. Son conocidas como ondas sinusoidales. La figura 4.2 nos i lustra cómo las ondas electromagnéti­ cas difieren en dimensiones a lo largo de su amplitud, o espectro . También vienen definidas en términos de lon­ gitud de onda o frecuencia. La longitud de onda es la distancia existente entre dos crestas, o valles, sucesivos. Las unidades métricas de distancia, por ejemplo centíme. tros o metros, son siempre utilizadas. Sabemos que las ondas del espectro electromagnético viajan a la misma velocidad. La cantidad de éstas, que pasan por un punto por unidad de tiempo (segundo), se conoce bajo el término de frecuencia de onda. Ésta depende de la lon­ gitud de onda; las ondas largas tienen baja frecuencia, mientras que las cortas la tienen alta. La frecuencia se Longitud de onda

expresa en ciclos por segundo, la unidad de medida es el hertz. Un hertz consiste en una frecuencia de un ciclo por segundo; un megahertz es una frecuencia de un millón de ciclos por segundo. Sabiendo que la velocidad de la luz es de 300.000 km/seg, es fácil de eelcular que una frecuencia de 1 megahertz está asociad'a con una longitud de onda de 300 m. Las equivalencias entre longitud de onda y frecuencia pueden leerse directamente en las escalas de la figura 4 . 3 , la cual muestra las divisiones del espectro electro­ magnético, ordenadas de ondas cortas, a la izquierda, a ondas largas, a la derecha. La escala utilizada es logarít­ mica (razón constante). La frecuencia expresada en me­ gahertz está tomada en base a potencias de 1 0; cada unidad está incrementada diez veces con respecto a la anterior y de derecha a izquierda. Por ejemplo, una canti­ dad de 103 megahertz, es mil megahertz; 109 megahertz, son mil millones de megahertz. Entre las ondas cortas del espectro encontramos como la menor los rayos gamma, de altísima frecuencia y corta longitud de onda. Se acostumbra a tomar como unidades para la nomenclatura de longitudes de onda corta el angstrom. Un angstrom equivale a 0,000 .000.01 cm (10-s cm). Los rayos gamma son más cortos de 0,03 angs­ troms. Después vienen los rayos X, el más corto de ellos es el apodado como "duro" y que hallaremos entre los 0,03 y 0,6 angstro ms. El más largo de los rayos X se adjetiva como "blando" y alcanza una frecuencia entre O 6 y 100 angstroms. El siguiente en la gradación son l s rayos ultravioleta, cuya extensión alcanza los 4.000 angs­ troms. Para la parte visible del espectro se acostumbra a utili­ zar otra unidad de longitud, la micra. Una micra eqtrivale a 0,0001 cm (10-4 cm); una micra equivale asimismo a 10.000 angstroms. La porción de luz visible del espectro comienza con el violeta de 0,4 micras. Los colores se matizan sucesivamente a través del azul, verde, amarillo, naranja y rojo finalizando el espectro visible con 0,7 . micras. En la figura 4 .3 esta porción ha sido tratada apar­ te, para mostrar los límites de los diferentes colores. El siguiente que aparece en el espectro es el infrarrojo con una longitud de onda que oscila entre los O 7 hasta las 300 micras. Éstos no son visibles pero puede sentir­ se, a través de objetos calentados, como rayos caloríficos. Las regiones del espectro de longitud de onda más larga están formadas por microondas, ondas de radio , radar . . . , las cuales serán objeto de estudio en páginas posteriores en el tema de percepción remota. Éstas no son importantes en el momento de realizar el balance energético terrestre .





La constante solar

L--! � i ""'------



Relación entre longitud de onda y frecuencia. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler The Earth Sciences 2ª ed.

FIGURA 4.2.

Harper & Row, Publishers, figura Arthur N . Strahler.)

54

6.5 Copyright 1963, 1971 por

E l origen de la radiación electromagnética solar lo halla­ remos en el interior del sol donde bajo condiciones de altas presiones y temperaturas, el h idrógeno se transfor­ ma en helio . En este proceso de fusión nuclear, una vasta cantidad de calor es generada y encuentra su vía de escape a través de la convección y conducción hacia su superficie. Debido a que la tasa de producción interna de energía es aproximadamente constante, el envío de ésta hacia el exterior variará tan sólo ligeramente. Por consi­ guiente la energía que recibirá por unidad de superficie un objeto dispuesto perpendicularmente a los rayos del sol y a una distancia media de él, será aproximadamente

El balance tk radiación terrestre

Frecuencia (megahertz) 109 108 107 106 105

1014 1013 1012 1011 1010

102

10

1

UHF VHF

HF

LF

103

104

Microondas Rayos gamma

Rayos X (duros)

Rayos X (blandos)

Ultravioleta

Radar ·

Infrarrojo

SHF

EHF

TV. radio

0,01

0,1

1

10

100

0,1

Angstromgs

Longitud de onda

100

10

0,4

10

1

10

1

100

m

cm

M icras

(Y") IO_

0,3

0,1

o r-- _ .

1

0,5 0,6 0,7 Micras (micrómetros)

0,8

0,9

1.0

·

FIGURA 4.3. Espectro de radiación electromagnética (Dibujo procedente de A.N . Strahler, The Earth Sciences 2ª ed. H arper & Row, Publishers, figura 6.6. Copyright 1963,

1971 por Arthur N. Strahler.)

constante. Conocida como constante solar, la tasa de radiación tiene un valor de 2 cal./cm2 /min ( 2 calorías por centímetro cuadrado cada minuto) . (Más exactamen· re, 1,9 cal/cm2 /min.) Asumimos que este valor está toma­ do más allá de los límites de la atmósfera terrestre por lo que no ha perdido ni un ápice de la anterior cuantía. Una caloría (gramo caloría) por centímetro 'cuadrado (1 cal/cm2 ) constituye una unidad de medida denomina· da langley (ly) . Por esto podemos decir que la constante solar es aproximadamente igual a 2 langley por minuto (2 ly/min) . (En unidades inglesas de calor, la constante solar es de 430 Btu por pie cuadrado cada hora.) Los satélites artificiales equipados con instrumentos apropiados para la medición de la intensidad de la radia· ción electromagnética nos han provisto de datos bastante precisos sobre el valor de la constante solar. Se observan fluctuaciones apenas significativas en la intensidad de radiación y se atribuyen a variaciones en la producción de los rayos ultravioletas junto con perturbaciones en la superficie solar. Para nuestros propósitos de evaluación del balance de radiación terrestre, despreciaremos estas pequeñas alteraciones de energía.

Espectro energético del sol y de la tierra Para entender las diferencias básicas en cuanto a tipo e intensidad de energía electromagnética emitida por el sol o la tierra, es preciso conocer las leyes físicas subya­ centes que gobiernan la radiación de energía en relación con la temperatura de un objeto emisor de radiación. Cualquier objeto cuya temperatura esté por encima del cero absoluto (-273 ºC) emite radiación electromagnéti· ca. La energía total emitida por unidad de superficie aumenta con el incremento de su temperatura. De este modo, 1 centímetro cuadrado (cm2) de superficie solar a

Espectro energético del sol y de la

tierra

una temperatura de varios miles de grados, emitirá mu· chísima más energía que un cm2 de superficie del distan­ te planeta Plutón, el cual tiene una temperatura cercana al cero absoluto. Y todavía más, el espectro de radiación que emite una superficie fría, difiere grandemente del de una superficie caldeada. Para la primera, la mayor parte de energía emitida se realiza a través de longitudes de onda larga. Para la segunda, la mayor parte se concentra en longitudes de onda corta (visible, ultravioleta) . Com· parando las características de radiación del sol y de la tierra, se comprenderá la aplicación de este principio. La figura 4 .4 es una gráfica en la que se comparan las intensidades de emisión del sol y de la tierra. Para las diferentes longitudes de onda se utiliza una escala loga­ rítmica como en la figura 4 . 3 . La escala vertical , también logarítmica, corresponde a la intensidad de emisión de energía (ly/min) por micra de ancho del espectro. Las curvas de energía ideales se reflejan, para ambos, tam­ bién en la figura: el sol a la izquierda, y para la tierra, la derecha, y se ilustran mediante líneas en negro suave­ mente arqueadas. Éstas representan las gráficas para unos cuerpos ideales, perfectos emisores de energía. Son de· nominados por los físicos: "cuerpos negros". Un cuerpo negro no sólo absorberá la energía que recibe, sino que también la radiará en relación directa· mente dependiente con la temperatura de su superficie. El sol se aproxima bastante a la definición de "cuerpo negro" con una temperatura próxima a los 6.000ºK* . Este cuerpo ideal tiene su máxima intensidad en cuanto a producción de energía en la región correspondiente a la luz visible. La curva de intensidad de radiación se expre· sa mediante una línea de trazo continuo y de color, la •"K es la temperatura absoluta en grados Kelvin. Las unidades son iguales que en la escala Celsius, pero el "O" de Kelvin, es de

-273"

C,

que corresponde al cero absoluto.

55

Ultravioleta Visible

,--,

l0-5

Infrarrojo lQ-3

10-•

5,0

crn

10-2

2,0

1,0

Radiación solar emitida directamente a la superficie terrestre (1,3 ly/min)

0,5



"'

Bandas de absorción del vapor de agua y de C02

0,2



u

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Estimación de la emisión del infrarrojo hacia el espacio procedente de\la tierra (0,10 ly/min)

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Radiación de un cuerpo negro a 300 ºK (0,67 ly/min)

0,1

0,02

Absorción por oxlge o y ozono

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0,005

FIGURA 4.4. Espectro de la radiación solar y de la tierra (Procedente de Physical Climatology, pág. 20, figura 6, por W . D . Sellers bajo permiso de la Universidad de Chicago Press. Copyright

0,002

0,001

1965, Universidad de Chicago.)

cual presenta irregularidades de poca importancia y de intensidad reducida en la región del ultravioleta. La energía del espectro solar se distribuye de la si­ guiente manera: ultravioleta y longitudes de onda cortas, 9 por ciento; luz visible, 41 por ciento; infrarrojo, 50 por ciento. Respecto a la tierra, la curva ideal de radiación de un cuerpo negro, es para un planeta con una temperatura media en superficie de 300 ºK (27° C ) . Ésta, corresponde en su totalidad a la región del infrarrojo y su máximo se halla próximo a las 10 micras. Observar que este máximo es mucho menor que el del sol (cerca de 1/5 de su intensidad) . El área que se encuentra bajo la curva co­ rrespondiente a la tierra es también mucho menor, que­ riendo decir con ello que el total de energía emitida por centímetro cy adrado es mucho menor que la misma uni­ dad en la superficie solar. Esta relación viene enunciada por la ley de Stefan-Boltzmann. La energía total que emite cada unidad de superficie por unidad de tiempo es igual a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (ºK) . Refiriéndonos de nuevo a la figura 4 .4 , tenemos bajo las arcadas de las gráficas del sol y de la tierra correspon­ dientes a su comportamiento como cuerpos negros, unos diagramas que presentan unas profundas entalladuras. Éstos representan la intensidad de energía medida tras su paso a través de la atmósfera terrestre. La curva de la izquierda muestra el desgaste sufrido por el espectro solar tras el paso del haz solar por la atmósfera terrestre. Prácticamente toda la radiación u ltravioleta ha sido elimi­ nada, mientras que ciertas bandas de la región del infra­ rrojo han sido cortadas en seco debido a la absorción

56

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Longitud de onda (micras o micrómetros)

ejercida por el vapor de agua de la atmósfera y el dióxido de carbono. La curva de la derecha nos muestra la radia­ ción infrarroja que "escapa" de la tierra en los límites exteriores de la atmósfera. Gran parte de la radiación i nfrarroja saliente ha sido absorbida por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. Pero en ciertas bandas de las diferentes longitudes de onda, conocidas bajo el nombre de ventanas, la energía escapa hacia el espacio exterior. La mayor de ellas, en términos de ener­ gía total liberada, se encuentra entre las 8 y 14 micras; existen otras menores en las bandas de 4 a 6 micras y en las de 1 7 a 21 micras. En la ciencia de la atmósfera, la totalidad del espectro solar se define como radiación de onda corta, pues su má­ xima intensidad yace en la región visible. En contraste, el espectro de radiación que escapa a la tierra es refe­ rido como radiación de onda larga. Usaremos esta termi­ nología al establecer el balance energético de la tierra.

La insolación sobre el globo En relación con el anterior capítulo 2 y centrándonos en la figura 2.8 en la cual mostrábamos las condiciones que se daban durante los equinoccios, recordemos que en tan sólo un punto, el punto subsolar, la superficie esférica de la tierra era perpendicular a los rayos solares. Alejándo­ nos de él, en cualquier dirección hacia arriba o hacia abajo de este punto, la curvada superficie terrestre se tornaba con ángulo decreciente respecto los rayos, hasta que se alcanzase de nuevo el círcul o de iluminación. A lo largo de éste los rayos son paralelos a la superficie.

El balance de radiación terrestre

Figura 1. Esta fotografía infrarrojo color fue tomada con una cámara de gran formato a bordo de la Lanzadera Espacial de la NASA. Nos da una imagen muy detallada del terreno, susceptible de cartografiarse. El área mostrada, de cerca de 130 km de ancho, incluye parte de la Sierra de Sulaiman en el oeste de Pakistán (margen superior izquierda); los ríos Indo y Sutlej, alimentados por la fusión de nieve de los distantes Hindu-kush e Himalaya, atraviesan la escena de nordeste a sudoeste. El más largo de los dos está atravesado por un Teledeteccl6n

sistema de represas que alimentan unos canales de irrigación (margen superior derecha). Una red de campos verdes (color rojo) se esparc.en junto con parches de terrenos infecundos con suelos salinos (blanco) oq1pando el tercio inferior de la foto. Pequeños torrentes se presentan erosionando profundamente los anticlinales de roca sedimentaria (superior izquierda) construyendo una serie de abanicos aluviales {blanco y azul pálido) donde se han agrupado una serie de campos de irrigación. {NASA n.0 57 - 20380 - 41 07 - 1783.)

Lámina A.1

Figura 2. Fotografía infrarroja de un área cercana a Bakersfleld, California, en el Valle de San Joaquín, tomada por un avión de la NASA, U-2, volando aproximadamente a 18 km de altura. La escala original de la foto era de 1:120.000.-Este tipo de fotos se puede utilizar para estudiar los problemas asociados con la agricultura. Problemas que afectan a la productividad de los campos de cultivo como por ejemplo en (A) áreas mal drenadas, las cuales aparecen de color oscuro, o en (8) que son áreas con alto contenido en sales y que

Lámina A.2

aparecen muy iluminadas. Las diferentes tonalidades del rojo corresponden a los diversos cultivos que están creciendo. Conociendo qué tipos de cultivos abundan en esta región, así como su ciclo de crecimiento, se puede determinar el área real total para cada tipo de planta. La estimación del área se puede combinar con otros tipos de datos, por ejemplo, condiciones climáticas o de los suelos para predecir por adelantado la productividad o la cantidad que se recolectará. (Foto NASA.)

Teledetección

Figura 3. Las fotos en infrarrojo color del Skylab 4 de esta figura y de la siguiente fueron realizadas por Earth Resources Experiment Package (EREP) S-1908 (máquina terrestre de 1 3 cm). Esta foto corresponde a l área d e Flagstaff, Arizona, donde se pueden observar el Humphrey's Peak, el Cráter Sunset del terreno volcánico, y Flagstaff a la izquierda. El cráter Meteor visto como un pequeño círculo en la parte

superior derecha de la fotografía puede utilizarse a modo de escala; el cráter mide aproximadamente 1 ,6 km de diámetro. La vegetación viva aparece de color rojo; la nieve, blanca y el agua azul. Fotos de este tipo se utilizan para cartografiar la nieve, lo cual ayuda para una mejor distribución de los recursos hídricos locales. (Foto NASA.)

Figura 4. Fotografía infrarrojo color de la costa este de Sicilia tomada durante las misiones del Skylab m. Se observa el Monte Etna (el volcán más alto de Europa) aún en actividad. En sus vertientes aparecen coladas de lava reciente, de color negro, mientras que lava más antigua y escombros

volcánicos (lapilli, cenizas) aparecen con vegetación, de color rojizo. Estas fotos se utilizan para estudiar la localización de fenómenos geológicos como la actividad volcánica o aparición de fallas, su comportamiento regional o global y su distribución. (Foto NASA.)

Teledetección

Lámina A.3

Figura 5. Porción de una composición infrarrojo color del Landsat (Scanner muttiespectral, bandas 4,5 y 7) realizada sobre la región de Washington-Baltimore. La Bahía de Chesapeake ocupa la parte superior derecha de la foto. La red de comunicaciones, los núcleos urbanos, así como los cinturones de ronda urbanos de las dos regiones

Lámina A.4

metropolitanas pueden ser rápidamente interpretadas. Las áreas con vegetación (rojo) destacan de forma clara. Este tipo de composición en falso-color tiene aplicaciones en el análisis del uso del suelo, en estudios sedimentológicos y para establecer los recursos de una zona. (Foto: NASA y Hughes Aircraft Company.)

Teledetecctón

Figura 6. Imagen en Infrarrojo térmico del área petrolífera de Santa Bárbara, tomada a principios de febrero de 1969. Esta imagen muestra la forma de emisión de energía del Infrarrojo térmico desde la superficie marítima. Imágenes de este tipo pueden obtenerse tanto de día como de noche. (Foto cedida por cortesía de North American Rockwell Corp. Rotulación realizada por Geography Remote Sensing Unit, Universidad de California, Santa Bárbara.)

Figura 7. Contraste electrónico de la figura anterior. Los sistemas de contrastar imágenes, tales como los llevados a término en esta foto, amplian la capacidad de imaginación del intérprete estudiando las sutiles variaciones que se ofrecen. Este efecto se consigue asignando un color a las diferentes tonalidades del gris de la imagen original. En este ejemplo los investigadores procuraban averiguar si la energía térmica emitida desde la superficie marina estaba relacionada, o no con el grosor de la mancha de aceite. (Foto cedida por cortesía de Spatial Data Systems lnc., rótulos debidos a Geography Remote Sensing Unit, Universidad de California, Santa Bárbara.)

Teledeteccl6n

Lámina A.5

Figura 8. Imagen digital del puerto de Nueva York tomada por el satélite SPOT el 1 de mayo de 1986. Satélite construido y lanzado al espacio por CNES, el Consorcio Nacional Aeroespacial francés, provee de imágenes con una resolución de 20 m en tres bandas -verde, rojo e infrarrojo- o bien una resolución de 10 m en una única banda pancromática. En esta imagen los datos, sobre 20 m de resolución, nos la muestran en infrarrojo falso color. La punta de Manhattan se encuentra en la parte alta y central de la fotografía; las manzanas, estructuras oscuras de esta punta, corresponden a los rascacielos de Wall Street y sus sombras. En la parte inferior de este saliente tenemos la Governor's Island donde se halla

Lámina A.6

un cuartel de Guardacostas, e inmediatamente hacia el oeste (izquierda) encontramos la Liberty lsland, sede de la estatua de la Libertad. Los largos muelles de Port Newark se sitúan a la izquierda. También se pueden observar,� la derecha, los muelles de la costa de Brooklyn. En la parte inferior central tenemos el puente de Verrazano-Narrows que conecta Brooklyn con Staten Island. La precisión en el detalle en la red viaria, como también las estelas de los barcos en el puerto, demuestran la gran capacidad de resolución de algunos sistemas por satélite. {Copyright 1986, CNES, a partir de SPOT Image Corporation, Restog., VA.)

Teledetección

Figura 9. Imagen digital compuesta a partir de Shuttle Imaging Radar-A (Sm-A) y del Seasat. La imagen corresponde a la costa cercana a Santa Bárbara (California). Los valores del sm-A se utilizan para dar el color; los del Seasat aportan la · intensidad de brillo de las imágenes. El área tiene una

amplitud de 90 km. La imagen manifiesta cómo los datos procedentes de·diferentes sensores pueden ser combinados digitalmente. (Foto cedida por cortesía de Charles Elachi, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena.)

Figura 10. Composición en color a partir de datos del Seasat y del Landsat sobre Orange County, California. En la imagen, el color rojo viene aportado por la banda 7 del Landsat (infrarrojo), el azul por la banda 4 (verde) y el verde por la respuesta del radar del Seasat (área central). La combinación de dos tipos de datos produce un mayor detalle en la información sobre la superficie cubierta de lo que resultaría si se separasen. (Foto cedida por Jerry Clarke, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena.)

Teledetecctón

Lámina A.7

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Enero

1983

Figura 11. Mapas del índice de vegetación para cada una de las estaciones del año, a nivel mundial, resultante de datos procedentes de satélite. El color indica la intensidad de la cobertura vegetal, oscilando desde el marrón y amarillo (faltos de hoja o estériles) hasta tonalidades del violeta (máxima cobertura vegetal) pasando por el verde, rojo y blanco. La progresiva expansión del verde hacia los polos durante los inicios de la estación de crecimiento se puede observar claramente en los climas de latitudes medi.-s y la humedad y sequedad de los trópicos (Monzón). (Foto cedida por cortesía de C.J. Tucker, NASA. Goddard Space Flight Center.)

90º

',, Insolación 'añadida ' ,,

80º

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70º

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Eje inclinado

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Reducción de insolación

10º

FIGURA 4.5.

El ángulo de incidencia de los rayo s solares



determina la intensidad de insolación sobre la tierra. La energía de los rayos A se concentra en un cuadrado a, pero la m i sma energía de los rayos oblicuos de B se extiende sobre un rectángulo b.

Supongamos por un momento que la tierra fuera una esfera perfectamente uniforme, sin atmósfera. Solamente en el punto subsolar, la energía procedente del sol sería interceptada al máximo valor de la constante solar, 2 ly.min-1. Utilizaremos el término de insolación para referirnos con ella a la recepción de la energía solar de onda corta por una superficie expuesta a esta ú ltima. Para un lugar determinado sobre la superficie terrestre, la insolación que se recibe depende de dos factores: 1 . El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la tierra. 2. El tiempo de exposición a los rayos. Ambos factores varían según la latitud y los cambios estacionales en la trayectoria del sol en el cielo. La figura 4.5 muestra que la intensidad es mayor donde los rayos inciden más perpendicularmente, como ocurre durante el mediodía en cualquier paralelo situado entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio. Si disminuyése­ mos el ángulo, la misma cantidad de calor se extendería sobre una mayor área. De este modo, en promedio, las regiones polares reciben menor cuantía de insolación durante el período anual. Consideremos una situación hipotética en la cual el eje de la tierra sea perpendicular al plano de la eclíptica al tiempo que gira alrededor del sol, es decir, que las condiciones de equinoccio prevalecieran a lo largo del afio. Bajo tales condiciones los polos no recibirían insola­ ción, indiferentemente de la época del afio, mientra.s que la zona ecuatorial la recibiría invariablemente con un máximo de insolación. Pero sabemos que el eje terrestre no es perpendicular al plano de su órbita. Tal como vimos en el capítulo 2, debido a la inclina­ ción del eje terrestre el punto subsolar oscila anualmente sobre una extensión latitudinal de 47", desde el Trópico de Cáncer (lat. 23' y 1 /2 lat. N) en el solsticio de verano, hasta el Trópico de Capricornio (lat. 23' y 1 /2 lat. S) en el solsticio de invierno. Este ciclo no hace que la insolación total anual, para la totalidad del globo, difiera excesiva­ mente de la situación imaginaria anterior, pero ello crea unas grandes diferencias latitudinales por lo que se refie­ re a la cantidad recibida. La insolación total anual desde el Ecuador hasta los

La tnsolactón sobre el globo

o

50

100

150

200

250

300

350

Insolación (kly/año) FIGURA 4.6. Perfil meridional de la insolación total anual ( l ínea continua).

polos en miles de langleys (Kilolangleys) por afio (Kly/ afio) lo mostramos en la figura 4 .6 mediante línea conti­ nua. La línea a trazos ilustra la insolación que resultaría si el eje no estuviera inclinado. Observar cómo la cantidad de insolación que reciben de hecho las regiones polares es aproximadamente de un 40 % del valor del Ecuador. La insolación incidente en las altas latitudes es de la mayor importancia medioambiental, pues el aporte de calor du­ rante el verano permite el florecimiento de bosques, crecimiento de cultivos en una amplia porción de la tie­ rra que de otra forma no podría. Un segundo efecto de la inclinación axial es la produc· ción de diferencias estacionales en cuanto a la insola­ ción, para cualquier latitud. Estas variaciones se incre­ mentan hacia los polos donde se alcanzan las posiciones más extremas (seis meses de día, seis meses de noche ) . Junto a l a variación del ángulo d e incidencia d e los rayos solares, opera otro factor: la duración diaria de la luz. Durante la estación en la cual el sol recorre el cielo en lo más alto, el tiempo que permanece sobre el horizonte es consecuentemente mayor (este efecto se refleja clara­ mente en la figura 2 . 1 1 ) . Los dos factores trabajan conjun-

90ºS

90ºS

90ºN

Solsticio FIGURA 4.7.

Variaciones de la insolación según latitud y

e stación (idea de W . M . Davi s).

57

1200 r 1100 1000 900



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E F FIGURA 4.8.

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A

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Insolación anual para una selección de latitudes del hemi sferio norte. ( Procedente de A.N . Strahler, The Earth

Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 . 3 . Copyright 1963, 1 9 7 1 por A.N. Strahler.)

tamente, mano a mano, en la intensificación de los con· trastes por cantidad de insolación entre solsticios opues· tos. En el diagrama tridimensional (figura 4.7) se refleja cómo varía la insolación según la latitud y estación del año. La figura 4.8 muestra la gráfica de insolación en determinadas latitudes, desde el Ecuador al Polo Norte. (Estos diagramas muestran la cantidad de insolación en los límites exteriores de la atmósfera.) Observar que el Ecuador presenta dos períodos de máximo valor (corres­ pondiendo a los equinoccios, cuando el sol se halla sobre él) y dos períodos mínimos (correspondiente a los solsticios, cuando el sol se encuentra más al norte o al sur del Ecuador) . En el Círculo Polar Ártico, a 66º 1/2 lat. N, la insolación se reduce a nada en el solsticio de invierno, y subiendo hacia el Polo el período de no insolación deviene mayor. Todas las latitudes comprendidas entre los trópicos de Cáncer y el de Capricornio poseen dos máximos y dos mínimos, pero un máximo domina en mayor grado a medida que nos acercamos a uno o a otro. Desde la latitud 23º 1/2 hasta los 66º 1 /2 lat N y S, hay un singular ciclo de insolación continuo, con máximo en un solsticio y mínimo en el otro.

ción sobre todo mientras el día y la noche poseen igual duración. Sobre los trópicos de Cáncer y de Capricornio tenemos las zonas tropicales, las cuales se extienden desde los 1 0º a 25º lat N y S. En ellas, la trayectoria del sol es próxima al cenit en uno de los solsticios, y sensible­ mente más baja en el solsticio opuesto. De este modo existe un marcado ciclo estacional que se combina, por otro lado, con una elevada insolación anual. La literatura y un gran número de trabajos científicos difieren sobre lo que hemos definido; los términos de zona tropical y trópicos han sido ampliamente utilizados para delimitar, en su totalidad, el cinturón de 47' de ancho situado entre los trópicos de Cáncer y el de Capri· cornio. Esta es la definición de "trópicos" que se puede encontrar en los diccionarios. Para ser más correctos, esta definición no se ajusta del todo al estudio del medio físico del hombre, pues incluye cinturones de climas de lo más variado. Engloba los desiertos más extensos del. mundo, junto a las zon:is de climas más húmedos. Siguiendo desde las zonas tropicales hacia los polos hallamos unas regiones de transición que han sido am­ pliamente aceptadas, por el uso de los geógrafos, y divul· gadas como zonas subtropicales. Por conveniencia les hemos asignado Jos cinturones de latitudes comprendi· das entre los 25º y los 35º N y S, pero hay que sobreenten· der que el adjetivo subtropical podría extenderse algunos grados más hacia el Polo o hacia el Ecuador. Las latitudes medias las encontramos entre los 35º y los 55º de latitud tanto norte como sur; son cinturones en los cuales el ángulo de incidencia de los rayos de sol cambia de posición a través de una relativa gran área, con lo que los contrastes estacionales en cuanto a insolación son desmesurados. Existen también fuertes diferencias estacionales en cuanto a la duración del día y de la noche, comparables a lo que sucede en los cinturones tro· pi cales. Bordeando las latitudes medias y, como siempre, en

Subártico

,. ,.

,.

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Trópico de Cáncer

Zonas latitudinales del mundo El ángulo de incidencia de los rayos solares determina el flujo de energía que alcanza una unidad dada de superfi· cie terrestre y ello condiciona el medio térmico donde se desarrollará la vida subyacente. Este concepto provee de una base para una división del globo en zonas según la latitud (figura 4.9) . Estos límites zonales tan específicos, no deberían tomarse con absoluta rigidez, sino que debe­ ría considerarse como una terminología conveniente para identificar los distintos cinturones geográficos del mun­ do a lo largo de la obra. La zona ecuatorial cabalga sobre el Ecuador y cubre el cinturón latitudinal comprendido en términos generales, desde los 1 0º N hasta los 1 0º S. Dentro de ella, el sol la abastece, durante el período anual, de una intensa insola-

58

Latitudes medias

Subtropical

25

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Ecuatorial

º

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10º 25º

Trópico de Capricornio

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Tropical

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55º

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Cír.�ulo Polac Antártico 66º

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Subtropical

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Latitudes

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FIGURA 4.9.

Tropical

Polo Sur

S i stema geográfico de zonas latitudinales.

El balance de radiación terrestre

dirección a los polos tropezamos con las zonas subártica y subantártica en las latitudes 55º a 60' N y S, respectiva­ mente. Éstas poseen una variación anual extrema entre la duración del día y de la noche, produciendo enormes contrastes en cuanto a insolación entre solsticio y solsti­ cio. Es necesario recalcar que los diccionarios definen "ártico" como el área que abarca desde el Círculo Polar Ártico hasta el Polo Norte, y "antártico" en su correspon­ diente sentido pero para el hemisferio boreal. Las zonas polares, norte y sur, son áreas circulares entre, aproximadamente, los 75' y los polos. El régimen polar de seis meses de día y otros tantos de noche, es la nota predominante. Estas zonas experimentan contrastes estacionales de lo más acusado en cuanto a insolación.

Absorción por moléculas

y

polvo

15 96

Pérdidas de insolación

en

la atmósfera

En cuanto la radiación solar penetra en la atmósfera terrestre su energía es absorbida o desviad;i de d iferentes formas. Hacia una altura de 150 km, el espectro de radia­ ción posee cerca de un 100 % de la inicial, pero en el momento en que los rayos penetran y hacia una altura de 88 km, la absorción de los rayos X es casi completa de la misma manera que parte de la radiación u ltravioleta. A medida que los rayos solares penetran más profunda­ mente en la atmósfera, alcanzan la estratosfera. En ella, tal como explicamos en el capítulo 3, la radiación ultra­ violeta queda absorbida dentro de la capa de ozono. E l medio ambiente provisto por esta protección h a sido ya alterado. Cuanto más profundizan en la densa capa atmosférica, las moléculas de los gases obligan a la luz visible a dispersarse en todas las direcciones posibles en un pro­ ceso denominado difusión. Las nubes y partículas de polvo que hay en la troposfera provocan una nueva difu­ sión conocida como reflexión difusa. Ambas envían parte de la energía hacia el espacio exterior, y parte hacia la superficie de la tierra. Como resultado de esta forma de dispersión de la radiación de onda corta, cerca de un 5 % del total de insolación es devuelta al espacio, donde se perderá para siempre, tal como i lustra la figura 4.10. La radiación de onda corta que se dirige hacia la superficie terrestre se denomina difusión descendente. Otra forma de pérdida de energía viene dada por la absorción, la cual tiene lugar cuando los rayos solares penetran en la atmósfera. El dióxido de carbono y el vapor de agua se encargan de la absorción directa de los rayos infrarrojos. De ella resulta un aumento de la tempe­ ratura del aire, por lo que parte del calentamiento de las capas bajas de la atmósfera se lleva a cabo directa!Jlente durante el aporte de radiación solar. Aunque la propor­ ción de C02 de la atmósfera se mantiene aproximada­ mente constante, no ocurre lo mismo con el vapor de agua, el cual varía sobremanera de un lugar a otro y, consecuentemente, la absorción será diferente en un de­ terminado medio del globo que en otro. Todas las modalidades de absorción de energía -por moléculas de aire, incluido en ellas el dióxido de carbo­ no y el vapor de agua, y por partículas de polvo- se estiman de un 10 % mínimo, en condiciones de aire seco y cielos despejados, hasta un máximo de 30 % cuando existe una cobertura nubosa. En la figura 4.10 se muestra un promedio global de un 15 % de absorción. Cuando el cielo está despejado, la reflexión y absorción se combi-

Pérdidas de insolación

en

la atmósfera

Cielo limpio y claro

Pérdidas de aporte de energía solar por d ifu sión, reflexión y absorción. (Procedente de A.N. Strahler,

FIGURA 4.10.

The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 .6. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler.)

nan hasta un total de un 20 % dejando el 80 % restante al alcance de la superficie terrestre. Todavía otra forma más de pérdida de energía habría que incluir en la figura. Se trata de la superficie alta de las nubes, la cual constituye un buen reflector para la radiación de onda corta. Los aeronautas son conscientes del dolor que causa en la vista la reverberación de la luz solar cuando miran por encima de la superficie de la cobertura nubosa. La reflexión de las nubes puede sumar una cantidad entre el 30 y 60 % de la energía total que entra. Las nubes también absorben radiación; por ello podemos observar que con una capa de nubes gruesa, por combinación entre absorción y reflexión puede perderse entre un 35 a un 80 % del aporte de .radiación dejando que llegue a la tierra entre un O y un 4S %. El valor medio anual del globo por reflexión de las nubes hacia el espa­ cio es cercana a un 21 % de la insolación total. El prome­ dio de absorción por parte de las nubes es mucho menor, cerca de un 3 %. Las superficie terrestre, continental y oceánica, reflejan parte de la radiación de onda corta directamente a la atmósfera. Esta pequeña cantidad, cerca de un 6 % de media para el globo, se puede contabilizar junto con la reflexión de las nubes, en la evaluación total de pérdidas por reflexión. La tabla 4.1 enumera los porcentajes obte­ nidos hasta ahora, de las pérdidas por absorción y refle­ xión. En conjunto, las mermas por reflexión hacia el espacio resultan de un 32 % sobre la insolación total. La figura 4.11 (mitad superior) representa los mismos datos pero indicados mediante flechas, cuyas anchuras son pro­ porcionales a los porcentajes. Éstos son meras estimacio­ nes; porcentajes algo diferentes han sido publicados tam­ bién. El porcentaje de radiación reflejada por la superficie de

59

Tabla 4.1.

Balance de radiación global Porcentaje

Entradas de radiación solar

Radiación solar aportada en las partes altas de la atmósfera

Reflexión por difusión

100

100

Total en las partes altas de la atmósfera Reflexión difusa, por difusión, hacia el espacio

5 21 6

Reflexión de las nubes hacia el espacio Reflexión directa de la superficie terrestre Total de las pérdidas por reflexión hacia el espacio del sistema tierra-atmósfera

32

(albedo terrestre) Absorción por moléculas, polvo, vapor de agua,

18 50

C02, nubes Absorción de la superficie terrestre

68 1 00

Total absorción por tierra-sistema atmosférico Suma de la reflexión y absorción

Porcenta;e

Salidas de radiación de onda larga

Radiación total hacia el espacio: 68

Absorción de energía solar directa

Balance de radiación de la superficie terrestre Pérdidas directas hacia el espacio Pérdidas hacia la atmósfera Total de radiación de la superficie terrestre Ganancias por contrarradiación de la atmósfera

60

8 90 98 77

Atmósfera

Salidas netas de radiación desde la superficie

21

terrestre

"'

tJ

Balance de radiación de la atmósfera



'6

Ganancias por radiación de la superficie

Ganancia neta por aporte desde la superficie

Contrarradiación 77

13

Ganancia por absorción directa d e onda corta Ganancias por transferencia de calor latente

(Radiación total emitida: 137)

Ganancias netas de onda larga: 13

90 77

terrestre Pérdidas por contrarradiación

Radiación hacia el espacio

l 1s l

====



= = =.1 11 11 11 Energia 11 ganada 11 11 47 11 11

----------�J �-----fgf

18 20

Ganancias por transporte mecánico de calor se-nsible

9 60

Total de ganancias netas Radiación hacia el espacio procedente de la

60

atmoSfera Radiación directa al espacio desde la superficie

68

el espacio Fuente: W . 0 . Sellers

( 1965) Physica/ Climatology, 6 y 9-

Publicaciones de l a

Universidad d e Chicago y Londres, tablas El

100 %

del valor representa una cantidad de

263

kilolangleys

por año.

la tierra se denomina albedo. Satélites artificiales equipa­ dos cuidadosamente con instrumentos apropiados para la medición de niveles de energía de onda corta y radiación infrarroja, tanto procedente del __sol, como reflejada por la atmósfera y por la superficie terrestre, nos han provisto de datos para una estimación del albedo medio de la tierra, obteniéndose unos resultados que oscilan entre u n 29 a un 34 % . El valor representado en la figura 4 . 1 1 d e 32 % s e halla entre ambos límites. El albedo terrestre es un valor intermedio entre, por ejemplo, el que posee la luna y planetas inertes (Mercu­ rio 6 %; Marte 16 %; Luna 7 %) y valores tan altos como los de Venus (76 %) y otros grandes planetas exteriores (73 a 94 %) . Aquí encontramos de nuevo otro elemento único del medio ambiente del planeta Tierra, en compa­ ración con otros planetas y la Luna. La figura 4 . 1 1 resume la energía perdida por absorción.

60

Diagrama esquemático del balance de radiación global. Las cifras se corresponden con las de la tabla 4 . 1 .

8

terrestre Total de radiación desde el planeta hacia

Nota:

FIGURA 4.11.

U n valor d e un 1 8 % resulta d e l a combinación d e las pérdidas, a través de absorción, producida por moléculas, polvo, vapor de agua, C02 y nubes. U n SO % de la energía solar original permanece, y ésta es absorbida por las superficies continentales y oceánicas. Hemos contabiliza­ do hasta ahora todo el aporte energético por insolación; nuestro próximo paso será conocer la energ ía que escapa para realizar, así, el balance global.

Radiación de onda larga Las superficies marítimas y terrestres poseen una cierta cantidad de calor derivada de la absorción de la insola­ ción. Esta forma de energía se define como calor sensible (calor susceptible de medirse mediante termómetro ) ; representa u n almacenaje temporal de ésta. Pero este depósito de calor se pierde de forma continua a través de radiación de onda larga hacia la capa atmosférica conti­ gua, en un proceso que podemos denominar radiación terrestre. (Tal como utilizamos en el texto la palabra "terrestre" , se extiende su significado hacia superficies marítimas.) La atmósfera también irradia energía de onda larga, tanto hacia la tierra, como hacia el espacio exterior, en el

El balance de radiación terrestre

cual se pierde. Hemos de entender que la radiación de onda larga es completamente diferente a la reflexión, en la cual los rayos solares son devueltos directamente sin ser absorbidos. La radiación de onda larga procedente de la superficie terrestre y de la atmósfera se mantiene conti­ nua durante la noche, cuando no existe radiación solar. Tal como se muestra en la figura 4 .4 , la intensidad de la energía de onda larga que abandona nuestro planeta, es tan sólo una pequeñ.a parte de la intensidad de la energía de onda corta procedente del sol. Cabe comprender que la radiación de onda larga está siendo emitida constante­ mente por toda la esfericidad del planeta, mientras que, por el contrario, la insolación sólo afecta a un hemisferio, lo que es una sección transversal de la esfera a abastecer de insolación. Asimismo no hay que olvidar que cerca de un 32 % de la radiación solar entrante es reflejada directa­ mente hacia el espacio y que tan sólo el 68 % que es absorbida se dispondrá en forma de onda larga. En el promedio anual de entradas y salidas, para el planeta como un todo, la cantidad de energía solar absorbida es comparable por un igual a la emitida en forma de onda larga al espacio. Parte de la radiación terrestre absorbida por la atmósfe­ ra es irradiada de nuevo hacia '1.a superficie terrestre en un proceso denominado contrarradiación o radiación contraria. Por esta razón, las capas bajas de la atmósfera, con su vapor de agua y su dióxido de carbono, actúan como un manto que devuelve el calor hacia la tierra. Este mecanismo ayuda a preservar la superficie de caídas brus· cas de temperaturas, durante la noche o en invierno en las altas y medias latitudes. De alguna forma, se utiliza 'el mismo principio en los invernaderos y en los edificios que utilizan el calor del sol en su forma directa; las ventanas acristaladas permiten la entrada de energía de onda corta. El calor acumulado no puede escapar mez­ clándose con el a(re más frío del exterior. Los meteorólo­ gos utilizan la expresión efecto invernadero para expli­ . car el principio de conservación del calor en la atmósfera. Las capas de nubes constituyen un fenómeno de indudable importancia pues forman un manto que retie­ ne calor en las capas bajas de la atmósfera, ya que son excelentes absorbedoras y emisoras de radiación de onda larga.

El balance de radiación global Las mitades inferiores de la tabla 4 . 1 y la figura 4 . 1 1 muestran los componentes de radiación (onda larga) que escapan de la superficie terrestre, la atmósfera y el plane­ ta en su totalidad, utilizando las mismas unidades de porcentaje usadas para la radiación entrante. El total de radiación de onda larga que abandona las superficies continentales y oceánicas suma un 98 %. De éstas, 8 pun­ tos se pierden en el espacio, mientras que el 90 % restan­ te es absorbida por la atmósfera. Nuevamente ésta emite radiación de onda larga. Tal como se muestra en la "caja" que representa la atmósfera, el total de la radiación emiti­ da se eleva a 1 37 % de la insolación. Esta cifra, en princi­ pio absurda, consta de dos partes: una de ellas representa la que escapa al espacio (60 % ) ; la otra restante es absor­ bida por la superficie terrestre por radiación contraria (77 %). Debemos introducir dos nuevos conceptos dentro de la contabilización de la energía. Gran parte de la energía calorífica que se traspasa de la tierra a la atmósfera se realiza mediante dos mecanismos distintos de la radia-

El balance de radiación global

c10n de onda larga. En primer lugar el calor sensible asciende por movimientos turbulentos del aire. Tal como ilustra la figura 4 . 1 1 (parte inferior derecha) esta forma de transporte de calor representa un 9 %. En segundo lugar, el calor larente asciende a través del vapor de agua que se evapora de las superficies continental y oceánica. Esta forma constituye un 20 % (el calor latente viene explicado en el capítulo 7) . Recapitulando la i nformación recogida en el párrafo anterior, la energía que abandona la superficie terrestre (continental y oceánica) se divide como sigue: Porcentaje Radiación de onda larga (valor neto) 21 Transporte mecánico en forma d e calor sensible 9 20 Transporte como calor latente

Total

50

Recordemos que un 50 % era la cantidad de insolación (radiación de onda corta) absorbida por la superficie terrestre. Hemos contabilizado un presupuesto anual de energía mayor que lo que concierne a la superficie. La atmósfera envía hacia el espacio exterior su calor transformado en radiación de onda larga. Junto con la emisión de la radiación del mismo tipo procedente de la tierra, el total enviado hacia el espacio es del 68 % (tabla 4 . 1 ) y si le añ.adimos, a la cifra anterior, el 32 % de pérdidas por reflexión (albedo terrestre) obtenemos un total de 1 00 % .

El balance de radiación global como un sistema abierto de energía El balance de radiación global que se expone en la figura 4 . 1 1 y en la tabla 4 . 1 , puede contemplarse como un sistema abierto de energía. La figura 4 . 1 2 es un diagrama esquemático de este sistema usando los mismos símbolos explicados en el capítulo 3. La superficie exterior de la atmósfera constituye el límite de este sistema. Parte de la totalidad de la radiación de onda corta es reflejada direc­ tamente, por la atmósfera y la tierra, hacia el espacio exterior. La porción absorbida directamente por la atmós­ fera se transforma directamente en calor sensible, alma­ cenándose en ella. Convertida en energía de onda larga, parte de ésta abandona el sistema en el circuito de salidas hacia el exterior, mientras que parte, también, se envía directamente a la tierra por contrarradiación, donde es absorbida, transformada y almacenada en forma de calor sensible. La energía de onda corta también es absorbida, trans­ formada y almacenada en forma de calor sensible. La tierra cede energía por tres vías diferentes: ( 1 ) Se irradia a la capa atmosférica adyacente en forma de onda larga. (2) Es transportada hacia la atmósfera en forma de calor latente en el vapor de agua. Este proceso incluye los pasos de calor sensible a latente mediante la evapora­ ción, almacenándose como latente, y la reconversión de calor latente a sensible durante la formación de las nu­ bes. (3) La energía también se transporta mediante con­ ducción y el proceso mecánico de mezcla, sin compren­ der un cambio de estado. Una pequeñ.a cantidad de energía abandona el sistema directamente desde la su· perficie terrestre como radiación de onda larga hacia el espacio. Reparemos que hay dos subsistemas energéticos mos­ trados como dos pequeñ.as áreas rectangulares (subsiste-

61

Reflexión directa

- -- - - -- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - Subsistema atmosférico

Energía solar de onda corta

1 00

18

Eoc

=

Ecs E01

Eol - Ecs

:

90

90

20

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9

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Contrarradiación

77

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-- - -- . - -- - -- - - - --- - -- - - - - - - - - - --

1 1

1 1 1 1 1

FIGURA 4. 12_

Eoc - Ecs

Absorción por la atmósfera

radiación de 1 onda larga

Calor latente

137

77

radiación de onda corta

Calor - sensible _

. Radiación de 0.,. onda larga desde1-6 �0 ..____.,...__. 6"" . ... _"" 1--'""'"'--tl la atmósfera Pérdidas hacia el espacio Ecs - Ea1

" • Absorción por 1--""""la atmósfera

50

Absorción por la tierra

Conducción

9

Evaporación desde tierra

Radiación de onda larga desde tierra

Absorción por la tierra

Subsistema terrestre

_

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90

8

8

Pérdidas hacia el espacio

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ·- _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

/

Esquema del balance de radiación del globo como un sistema abierto

de energía.

ma atmosférico y terrestre) . Cada uno de ellos tiene sus propias entradas y salidas, pero ambos intercambian energía mediante flujos bidireccionales. Aunque las trayectorias de los flujos, así como su cantidad, son semejantes a los que aparecen en la figura 4 . 1 1 , hemos añadido las necesarias transformaciones d e ener­ gía y también su almacenaje, sin las cuales no se podría completar el concepto de sistema.

Latitud y balance de radiación Al iniciar el capítulo, refiriéndonos a insolación y latitud, demostramos que la inclinación del eje configura una redistribución de la insolación desde el Ecuador hasta los polos. Profundicemos en la amplia variedad, en cuan­ to a proporción de entradas y salidas, que se dan desde las bajas latitudes hasta los polos. En primer lugar, anali­ zaremos tres componentes que intervienen en el balance de radiación: albedo (reflexión) , insolación y salidas en forma de radiación de onda larga.

Albedo El porcentaje de radiación de onda corta reflejada por las superficies terrestre y acuosa es un interesante punto de partida pues determina la proporción de insolación ab­ sorbida en la superficie y que será convertida en calor sensible. El albedo sobre superficies marítimas es muy bajo (2 %) para rayos que inciden con ángulos próximos a los 90º pero resulta elevado para ángulos de menos incidencia. También adquiere altos valores en superficies

62

80 70 60

� 50 º¡¡j' 1: Q) � ,_ o 40 -9' o ,__, -o Q) �

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30 20

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10

o

90 60 50 40 70

30

N

20

10

o Latitud

10

20

30

40 50 60

s

90 70

FIGURA 4_13_ Perfil longitudinal del promedio de albedo terrestre basado en datos procedentes de satélite. La latitud e stá di vidida proporcionalmente a las áreas de la superficie terre stre con u n e spacio sucesivo de 1 0º entre paralelos. (Datos de T.H. Vonder Haar y V.E. Suomi, 1969, Science, vol. 163, pág. 667, figura l. Dibujado en A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 .7. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler.)

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.14.

Valores medios de radiación solar recibida sobre la superficie terrestre. Ur.idades en kilolangleys por año. (Basado en datos procedentes de M . I . Budyko, 1963, Atlas Teplovogo Balansa, Moscú, URSS, Gidrometeorologischeskoe Izdatel'stvo . )

cubiertas por nieve, sobre continentes, o hielo, sobre las oceánicas (45 a 90 %) . El albedo correspondiente a cam­ pos, bosques y áreas desforestadas adquiere valoracio­ nes intermedias oscilantes entre el 5 % mínimo, hasta un 30 % máximo. Para la tierra, considerada en su totalidad, el albedo medido desde un satélite artificial depende tanto de la reflexión debida a las distintas superficies como la origi­ nada por las nubes, porque, tal como razonamos anterior­ mente, éstas son unas excelentes reflectoras de la radia­ ción de onda corta. La figura 4 . 1 3 es un perfil meridional del albedo medio terrestre valorado para cinturones de 10' de ancho. Observar que la zona ecuatorial tiene valo­ res bajos, que varían entre un 15 y un 2 5 % . Ello se

3ó0 320

Aporte en las capas---ra a Itas de la atm

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280 240

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200

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160 11

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Energía perdida

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Absorbida por la _,L superficie terrestre

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1\



40 o 90

60 50 40

30

N

20

10

o

Latitud

10

20

30

40 50 60

Insolación En la figura 4 . 1 4 mostramos la radiación de onda corta recibida sobre la superficie terrestre . La media anual total, expresada en kilolangleys por afio, es alta en el cinturón ecuatorial con valores que varían entre 1 00 y 1 60 Kly/afio-1 . Dejando esta área de lado, tenemos las zonas tropicales con valores extraordinariamente altos sobre los continentes -de 180 a 220 kly/afio-1- representadas por los grandes desiertos de esta zona, en las cuales la cober­ tura nubosa está ausente la mayor parte del afio. Los valores disminuyen rápidamente a medida que subimos hacia los polos, a través de las latitudes medias, adqui­ riendo unas tasas bajas en las regiones árticas y polares. En la figura 4 . 1 5 , la curva i nferior es una sección longi­ tudinal que representa la energía absorbida por la super­ ficie terrestre . Los datos difieren de la figura anterior, pues la energía de onda corta reflejada por la superficie no ha sido incluida. La curva superior muestra la insola­ ción en lo alto de la atmósfera. Es esencialmente la misma información que la suministrada en la figura 4.6. La zona comprendida entre las dos curvas representa la energía perdida por procesos de absorción y reflexión en el momento en que los rayos de sol penetran en la atmós­ fera.

90

S

Perfi les transversales de los valores medios anuales de la radiación solar incidente en las capas altas de la

FIGURA 4.15.

atm ósfera, y radiación absorbida por la superficie terrestre. (Fuente: W.D. Sellers, 1956, Pbysical Climatology. Dibujado en A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3.9. Copyright 1963, 1971 por A.N. Strahler).

Latitud y balance de radiación

explica por la extensión de las superficies oceamca y forestal y por la carencia de una capa de nubes persisten­ te . El albedo aumenta de forma regular a través de las latitudes medias y en dirección hacia los polos. Las mayo­ res estimaciones se hallan sobre la superficie nevada de la Antártida.

Radiación de onda larga La energía liberada, en forma de radiación de onda larga, del sistema tierra -atmósfera, está representada mediante un perfil longitudinal en la figura 4 . 16. Los valores en las bajas latitudes son elevados y declinan rápidamente en

63

140

0.45

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80 60 40 20

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0.20

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Latitud

s

FIGURA 4. 16. Perfil longitudinal del promedio de radiación de onda larga desde la tierra, a partir de datos de satélites (Fuente: T.H. Vonder Haar & V.E. Suomi, 1969, Science, vol . 1 6 3 , pág. 667. I l u strado e n A . N . Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 1 3 . 1 1 . Copyright 1963, 1 971 por A.N. Strahler.)

dirección hacia los polos. Es necesario percatarse de que los valores más altos se encuentran en las zonas subtropi­ cales, allá donde se hallan los grandes desiertos. En ellos las temperaturas son prominentes y la cobertura nubosa es parca, favoreciendo, por todo ello, la salida de radia­ ción de onda larga. Sobre el cinturón ecuatorial, donde la nubosidad, en promedio, es más frecuente, la radiación que se evade es algo menor.

Radiación neta Examinaremos ahora la radiación neta, la cual resulta de la diferencia entre la energía aportada y Ja evadida, por radiación de onda corta y de onda larga. El análisis reali­ zado del balance de radiación se refiere al conju nto del globo, por Jo que sobre un período anual Ja radiación neta será cero. En algunos lugares, sin embargo, la ener­ gía entrante es mayor que la liberada por lo que el

� - ---� - ---- ---- - - - -

- 80 IA--+--+-+-c -QJodia ión neta de la atmósfera

- 1 00 "-=-��� ,,--�� : 5� 47 0� 0 -= 0 �1� 0-'--: 9� 20 0---:' 0-� 0-� 0--=-67 2 0,---�l� 37 3 0Latitud N s

FIGURA 4.18. Perfil meridional del valor medio de radiación neta en la superficie terrestre, en la atmósfera y del sistema tierra-atm ósfera. (Datos procedentes de W.D. Sellers, 1 965, Physical Climatology. Dibujado en A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publi shers, figura 1 3 . 19. Copyright 1963, 1971 por A . N . Strahler. )

balance de energía será positivo, es decir, habrá super­ ávit energético. En otros, la cantidad de energía que se evade será mayor que Ja aportada, por lo que el balance será negativo, es decir, existirá un déficit energético. Consideremos en primer lugar la distribución global de radiación neta en la superficie del globo, tal como se muestra en Ja figura 4 . 1 7 . En la figura 4 . 1 8 el perfil longitudinal superior recoge los mismos datos pero por cinturones latitudinales. Existe un amplio superávit sobre las bajas latitudes con valores que sobrepasan los 1 00 kly/año-1 generalmente para las regiones comprendidas entre Jos 20' lat. N y S. La radiación neta decrece rápida­ mente a medida que atravesamos las latitudes medias alcanzando un valor cero en las regiones cercanas a los

FIGURA 4. 1 7. Valores medios de radiación neta anual. Las unidades se expresan en kilolangleys al año (opcit. fig. 4 . 1 4 ) .

64

El balance de radiación terrestre

Tabla 4.2.

Transporte meridional anual de calor

Latitud ('N)

Transporte de calor kly/año x 1019

90 80 70 60 50 40 30 20 10 o

º·ºº 0,35 1 ,25 2,40 3,40 3,91 3,56 2,54 1,21 -0 ,26

Fuente: W.D. Sellers

(1965 ) .

Publicaciones de la Universidad de

Chicago. Chicago y Londres, tabla

12.

70' en ambos hemisferios. ( Los datos referentes a las latitudes superiores no están reflejados en el mapa pero sí en los perfiles.) Los valores negativos se localizan en dos pequeñas zonas polares, queriendo significar con ello la existencia de un déficit de radiación. En la atmósfera, la radiación neta se configura de ma­ nera diferente a la de la superficie. E l perfil longitudinal correspondiente a la radiación neta de la atmósfera está representado en la parte inferior del diagrama. Observad que todos los valores son negativos y que el déficit es menor de -60 kly/año-1 . Más tarde combinaremos los resultados de uno y otro. Para cada latitud el valor defici­ tario (valor negativo) se substrae de la cantidad exceden­ te (positiva ) , resultando, de este sencillo cálculo, la ra­ diación neta para el conjunto del sistema tierra-atmósfe­ ra, lo que se refleja en la gráfica situada en la mitad de la figura 4 . 1 8. De todo ello concluimos la existencia de excedente de radiación en una región comprendida entre los 40' N y los 30' S, y dos regiones con déficit. En el diagrama, si sumamos las rotuladas con "déficit" observa­ mos que son iguales al �rea rotulada con "excedente" , tal como requiere el balance de radiación. Es obvio, en la figura 4 . 1 8, que el balance energético de la tierra sólo puede mantenerse si el calor es transpor­ tado desde las regiones excedentes, hacia las dos que presentan pérdidas, es decir, desde las bajas l atitud� s . hacia las altas. Este movimiento del calor en d1recc10n hacia los polos se denomina transporte meridiano ya que es un desplazamiento hacia el N o hacia el S a lo largo de los meridianos. Deberíamos esperar que el valor debido al transporte de calor fuera mayor en latitudes medias que en otras, hecho que queda demostrado en la tabla 4 . 2 . La unidad utilizada es la kilocaloría ( 1 .000 cal .) multiplicada por 10 elevado a la decimonovena pot�ncia ( 1 0 1 9) . E l flujo meridional de calor se evacúa hacia e l exterior mediante la circulación general atmosférica y oceánica. En la atmósfera, el calor se transporta bajo dos formas: calor sensible y calor latente. Estos conceptos se explica­ rán en los capítulos 6 y 7.

Energía solar El planeta tierra intercepta una cantidad de energía solar equivalente a 1 , 5 cuatrillones de megawatios por hora y por año. Esta cantidad de energía es 28.000 veces la consumida anualmente por el hombre. De esta forma se

Energía solar

entiende que hay una poderosa fuente de energía a nues­ tro alcance, esperando ser utilizada. Es, nada más, que hacer circular parte del flujo solar, a través de los subsis­ temas del hombre, dentro del sistema global de energía natural. Otra remarcable virtud de la energía solar es que el hombre no puede incrementar la carga de calor de la atmósfera o hidrosfera. Una mayor preocupación la tene­ mos expresada en el capítulo 5, y es, derivada del consu­ mo de hidrocarburos, el aumento de la temperatura me­ dia del globo debido a dos factores: uno, la emisión de una cantidad de calor determinada; el otro, por el aumen­ to de la proporción de C0 2 en la atmósfera. Ninguno de estos factores concierne a la energía solar, y si añadimos a ello la ventaja de la carencia de contaminación ambien­ tal, que significa: no emisión de dióxido de azufre ni partículas de carbono; la energía solar se convierte, en­ tonces, en una atractiva fuente de energía. La radiación solar provee de energías utilizables en una variedad de formas, que pueden ser directas o indirectas. Por lo que atañe a este capítulo, trataremos de la inter­ cepción directa y su conversión a través de dos caminos: ( 1 ) Absorción directa mediante una superficie receptora, convirtiendo la energía de onda corta en calor sensible y elevando, entonces, la temperatura del receptor. (2) Con· versión directa de la energía solar de onda corta en energía eléctrica, a través de células solares. Las fuentes indirectas o secundarias de energía solar (descritas en capítulos posteriores) permiten la utilización de la ener­ gía solar transformada almacenándola de diferentes for­ mas. Por ejemplo, el aire en movimiento, como el viento, o agua en movimiento, como las olas del mar, o el flujo de los ríos, son formas de energía cinética producida por la materia en movimiento dentro del sistema de flujos impulsados por la energía solar. Otro tipo diferente es la transformación de la energía solar en energía química a través de las plantas y que es almacenada en los tejidos vegetales. Estos sistemas de energía orgánica se explican en el capítulo 24. Los combustibles fósiles (como el carbón o el petróleo) son derivados de componentes de origen orgánico que podríamos relacionar con la energía solar capturada y almacenada en un remoto pasado geoló­ gico. Las formas más antiguas y sencillas de la conversión de esta forma de energía resultan de la interceptación direc­ ta del calentamiento producido por los rayos de sol sobre algún tipo de superficie receptora, o medio. La aplica­ ción de este principio va desde el simple calentamiento de edificios y del suministro de agua caliente en las casas, hasta el intenso calentamiento de calderas y hor­ nos por concentración de los rayos solares en un peque­ ño punto. Una forma de ahorro de combustibles fósiles puede realizarse mediante la calefacción solar de los edificios. Cada casa, escuela, o edificio de oficinas puede tener su propio sistema colector de energía solar, pues una de las causas de encarecimiento suele ser el sistema de trans­ porte. Oleoductos, camiones o líneas de instalaciones de energía pueden ser eliminados. En muchos casos el fin de su aplicación es complementar o reemplazar el uso del combustible. La forma más simple para el calentamiento es el uso de grandes paneles de vidrio para permitir la entrada de luz solar en una habitación (principio del invernadero) . Los rayos solares penetran, en invierno, cuando su trayectoria en el cielo es baja, pero se impide su entrada, en verano, mediante una apropiada protección del tejado. Natural·

65

FIGURA 4. 19.

Diseño para una planta de energía solar

util izando espejos móviles (heliostatos) que concentran los rayos solares en una caldera. Cada heliostato está controlado por un programa de ordenador de manera que se concentran los rayos en la torre a medida que el sol recorre su trayectoria en el cielo.

·

mente, los mismos paneles ocasionan grandes pérdidas de calor tanto durante la noche, como en días fríos, como en días nubosos, por la salida de la radiación de onda larga, a menos que se usen postigos o telas térmicas. La práctica del caldeamiento solar de espacios interio­ res de los edificios, o de suministros de agua caliente, implica la utilización de colectores solares. La plancha colectora consiste en una malla de tubos de metal conte­ niendo agua corriente. Estos tubos, de aluminio o de cobre, pintados de negro, absorben de forma eficiente la energía solar. El agua es impelida por los conductos hasta caldear una gran cantidad de agua almacenada en un tanque . Una cobertura de vidrio o plástico transparen­ te se utiliza para obtener temperaturas superiores y para reducir las pérdidas de calor a la atmósfera. Los paneles solares se emplazan normalmente en los tejados de los edificios. Si el edificio está destinado a adaptar un siste­ ma d é calefacción solar, el tejado habrá de tener una inclinación óptima para la intercepción de los rayos sola­ res. El agua puede ser caldeada hasta una temperatura de 65 ºC y puede usarse para transferir calor a suministros de agua caliente para lavanderías y baños tan bien como un sistema calefactor convencional.

(Verano, junio-agosto)

(Invierno, diciembre-febrero)

4 5

FIGURA 4.2 0. Mapa de Estados Unidos en el que se ilustra el número de horas diarias de sol, durante las estaciones de verano e invierno. ( Servicio Nacional del Tiempo.)

66

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.21- " Solar One", planta piloto para la generación de electricidad mediante heliostatos, comenzó a trabajar en 1982. Sus 1 8 1 8 heliostatos constituyen un área de 2 reflexión total de 70.000 m . ( Cortesía de la Southern California Edison Company.)

Donde sea necesario un mayor caldeamiento del agua u otros fluidos, se pueden utilizar reflectores parabólicos. Este tipo de reflector concentra los rayos solares en un conducto en el cual se puedan obtener temperaturas superiores a 550 · c . Esta temperatura es suficiente como para suministrar vapor a una turbina conectada a un gene­ rador eléctrico. Los desiertos cálidos pueden emplearse como espacios de calentamiento y de caldeo de agua. Los sistemas de reflectores parabólicos pueden aplicarse efi­ cazmente en centros industriales y comerciales, los cua­ les no sólo necesitan de grandes aportes energéticos, sino que también pueden servir para su instalación en los tejados planos de sus edificios. Las plantas productoras de energía solar han sido dise­ ñadas para la instalación de espejos reflectores. Una gran cantidad de espejos móviles, llamados heliostatos, refle­ jan los rayos solares a lo alto de una torre central donde se hallan una caldera y un generador eléctrico (figura 4 . 19) . Las altas presiones y temperaturas alcanzadas per­ miten la utilización de diferentes tipos de gases y fluidos. El hidrógeno, el cual puede ser generado en este proce­ so, constituye un medio ideal para la acumulación de energía y su posterior conversión en electricidad cuando cesa el aporte solar. Se han realizado estimaciones para un posible suminis­ tro de toda la energía necesaria en los Estados Unidos de América para el año 2000, a través de un sistema de instalaciones de heliostatos. Éstas podrían localizarse en el SW del país donde el número de horas de insola­ ción es mayor (figura 4 .20) . En esta región un sistema con un 30 % de eficacia para la conversión de é'nergía solar en electricidad, requeriría un área total equivalente a una parcela cuadrada de 280 km de lado. Esta unidad representaría un 0,86 % de la superficie total de los E E . U U . Aunque el ecosistema quedase destruido, no ha­ bría aporte de contaminantes, y tampoco habría un con­ sumo significativo de agua. Científicos que planearon este sistema e hicieron un cómputo de los gastos, opinan que puede llegar a ser, en un futuro no muy lejano, económicamente competitivo juntamente con el uso de sistemas que utilizan combustibles fósiles y energía nu­ clear. Una instalación de heliostatos construida en 1981 cerca de Barstow, California, rinde 1 0 megawatios de energía eléctrica durante 4 a 8 horas diarias, dependien-

Energía solar

do de la estación del año (figura 4 . 2 1 ) . Está planeada l a construcción de una planta con una capacidad de 100 megawatios para la mitad de la década de los ochenta. La absorción directa de calor procedente de los rayos solares puede representar un importante ahorro energéti­ co en los procesos de destilación del agua marina para suministros de agua potable, lo cual resulta especialmen· te interesante en los desiertos tropicales en los que la gran intensidad de insolación significa una gran cantidad de energía solar disponible y son los lugares donde exis­ te poco suministro de agua potable para uso urbano y agrícola. Unas instalaciones para el aprovechamiento de la energía solar en el desierto del SW de los Estados Unidos, por ejemplo, puede suministrar suficiente ener­ gía eléctrica como para desalinizar agua marina proce­ dente del Océano Pacífico, en cantidad suficiente para abastecer las necesidades de una población de 1 20 millo­ nes de personas. Volvamos de nuevo a la tecnología de generación di­ recta de electricidad por incidencia de los rayos solares. El efecto fotovoltaico es conocido por los fotógrafos afi ­ cionados, a través del uso del fotómetro. Con el movi­ miento del objetivo para el enfoque de una determinada escena, un pequeño mecanismo oscila sobre un disco calibrado, que indica las variaciones de intensidad de la luz incidente. El dispositivo sensible, es a esta escala, una célula fotovoltaica, que transforma la energía lumíni­ ca en energía eléctrica. La manecilla sobre el disco mues­ tra, en este ejemplo, la cantidad de corriente eléctrica que genera la célula. Ciertas substancias cristalinas pro­ ducen este tipo de efecto. El problema deriva de su construcción, pues han de reunir condiciones de alta eficacia y bajo coste. Actualmente se utilizan comúnmen­ te células de silicio cristalino con una eficacia del 13 % aunque podría incrementarse hasta un 20 %. Las células de silicio han sido usadas con eficacia en vehículos espa­ ciales donde el coste no es un factor significativo. Las células solares pueden fabricarse, también, con sulfuro de cadmio o arseniato de galio. Debido a que una única célula de silicio produce 1 voltio (v) y medio de electri­ cidad, para poder producir un alto voltaje sería necesario conectar un gran número. También hay que tener en cuenta que el tipo de corriente que produce es corriente

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continua ( C . C . ) y es necesaria su transformación en co­ rriente alterna ( C .A.) para sú uso convencional . U n nue­ vo proceso de manufactura de células de silicio consis­ tente en una banda de silicio fundido, está siendo desarrollado con una reducción enorme de los costes, al menos eventualmente. El silicio utilizado en las células solares ha de ser, sin embargo, de excepcional pureza, lo cual dificulta su fabricación en serie. Como sucede con la acumulación directa de calor me­ diante paneles solares, las agrupaciones de células foto­ voltaicas ocuparían una gran extensión de superficie te­ rrestre para la producción de importantes cantidades de energía. El almacenamiento de electricidad es otro de los problemas, pues el sistema no funciona por la noche. Una buena posibilidad podría ser su almacenaje como hidrógeno combustible, pero sólo es eficaz para sistemas a gran escala; para pequeña escala como casas, ranchos, granjas, se puede almacenar en baterías. Una interesante aplicación, a pequeña escala, son las bombas eléctricas de agua, necesarias para irrigación de campos durant� la soleada estación seca de los países tropicales, por ejem­ plo, las granjas trigueras del Pakistán y el norte de la India.

Impacto del hombre en el balance de radiación terrestre El hombre ha alterado en gran manera las superficies continentales a través de la deforestación, los cultivos y la urbanización. Mediante la interpretación de las imágenes de percepción remota, la extensión de estos cambios puede ser medida y evaluada sobre un campo antes nun­ ca conocido. De nuestro análisis del balance de radiación de la tierra, se debería entender que es susceptible de alterarse debido al número de variables que incluye y que determinan la transmisión y absorción de energía. Sabemos cómo la agricultura y la urbanización han altera­ do significativamente el albedo terrestre, la capacidad de absorción de la radiación de onda corta, así como la emisión de onda larga. Sabemos que el consumo de combustibles fósiles ha alterado el contenido de la at­ mósfe;a mediante la liberación de C02 y partículas de polvo. La naturaleza de estos cambios sobre clima urbano y clima en general constituyen materia de estudio para el próximo capítulo, el cual está relacionado con el calenta­ miento y enfriamiento de la atmósfera, tierras y océanos.

TELEDETECCIÓN EN GEOGRAFÍA FÍSICA En diferentes ramas de la Geografía, como en otros secto­ res de las ciencias de la tierra, una nueva técnica deno­ minada teledetección se ha divulgado rápidamente en la pasada década y añade a nuestra capacidad de percibir y analizar, las características física, química, biológica y cultural de la superficie terrestre. En un amplio sentido, la teledetección consiste en la medición de l a propiedad de un objeto utilizando otros medios distintos del contac­ to directo. El ver y el oír son mecanismos de percepción remota de los organismos, y dependen de la captación de la energía transmitida en forma de ondas desde el objeto hacia el observador. En su más estricto significado fun­ cional, la teledetección se refiere a la recogida de infor­ mación desde grandes y extensas áreas a través de la utilización de instrumentos colocados en aparatos vola­ dores, o bien vehículos espaciales. Todas las substancias, tanto si son naturales como sintéticas, son susceptibles de reflejar, absorber y emitir energía mediante distintas formas que pueden ser captadas por instrumentos cono­ cidos generalmente como sensores remotos.

DOS TIPOS DE SISTEMAS SENSORES Dos clases de sistemas de sensores electromagnéticos son reconocidos: sistemas activos y sistemas pasivos. Los sistemas pasivos miden la energía radiante reflejada o emitida por un objeto. Principalmente, este tipo de radia­ ción se encuentra en la luz visible, en regiones del infrarrojo próximo (reflejada) y en la región térmica del i nfrarrojo (emitida) . E l más familiar de los instrumen­ tos utilizados es la cámara fotográfica, la cual puede utilizar películas sensibles a la energía reflejada con lon­ gitudes de onda dentro de la extensión de la luz visible. Los sistemas activos utilizan un haz de energía ondulato-

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ria como fuente, enviando el haz en dirección a un objeto o superficie. Una parte de la energía se vuelve a reflejar hacia la fuente donde es recogida por el detector. Una analogía simple sería la utilización, por ejemplo, de un faro en una noche oscura que ilumina u n determinado objeto y refleja la luz blanca hacia el ojo. Los sistemas activos utilizados en percepción remota trabajan princi­ palmente en la región del radar.

MICROONDAS

Y

RADAR

En las más largas longitudes de onda, más allá de las porciones visibles e i nfrarrojas del espectro electromag­ nético, se halla una forma de radiación denominada mi­ croondas (figura 4 .3) . Cambiando la unidad micra, usada en el espectro de luz visible, a centímetros, emplazamos la región de las microondas entre los 0,03 y los 1 00 cm. Muchas personas están familiarizadas con ellas, como forma de radiación utilizada en los hornos que llevan este nombre, para un cocinado y calentamiento rápido de los alimentos. Las microondas se utilizan también en la transmisión de mensajes por línea directa de una torre a otra a campo través. Dentro de la región de las microon­ das tenemos la del radar, la cual se extiende desde 0 , 1 cm a 1 00 cm ( 1 m) . ( La palabra "radar" proviene del acróstico original "RAdio Detection And Ranging", pero actualmente es una palabra con todo derecho) . Los siste­ mas radar son sistemas activos de sensores de microon: das. El sistema radar emite u n pequeño impulso de radia­ ción microonda esperando a la escucha el eco de las que retornan. Los sensores de radar se explican más detallada­ mente en una sección posterior. Las frecuencias en las que actúan los sistemas radar son las de la radio y televi­ sión, lo más reciente en cuanto a extensiones de longitu­ des de onda sobrepasa los 300 m .

E l balance de radiación terrestre

ABSORCIÓN DE ENERGÍA POR LA ATMÓSFERA Debido a que la teledetección comprende la confección de imágenes de la tierra desde un avión o aparato espa­ cial, la energía reflejada o emitida por un objeto debe viajar a través de la atmósfera antes de alcanzar el sensor. La figura 4 .4 muestra cómo las diferentes longitudes de onda de la radiación electromagnética son transmitidas y absorbidas por la atmósfera. El oxígeno y el ozono absor­ ben radiación ultravioleta con longitudes de onda infe­ riores a 0,3 micrómetros (micra y micrómetro son sinóni­ mos) . En la región visible (0,4-0,7 micrómetros) , la atmósfera absorbe algo de radiación. Entre 0,7 y 2,5 mi­ cras, en las regiones cercana y media del i nfrarrojo, la atmósfera es relativamente transparente a su paso, excep­ to para las bandas comprendidas entre 1 ,4 a 1 ,9 que son producidas por el vapor de agua. La región del infrarrojo térmico se extiende de 1 a 1 00 micras. Hay zonas, tam­ bién, en este último cercanas a 5 , 10 y 20 micras, donde la atmósfera absorbe algo de radiación. Siguiendo el razo­ namiento tenemos que una porción extensa del espectro electromagnético, en el visible, en la región cercana y media, y la térmica del infrarrojo, resultan útiles a la teledetección desde aparatos voladores a gran altura o vehículos espaciales. Para la región de las microondas, la atmósfera es relati­ vamente transparente. Para las longitudes de onda más largas, las microondas no interactúan con las gotitas de agua que forman la niebla o las nubes. De esta forma, muchos sistemas de radar atraviesan nubes para reprodu­ cir imágenes con cualquier tipo de tiempo. Para longitu­ des de onda corta, sin embargo, las microondas pueden ser dispersadas por las gotitas de agua y producir señales que retornan y son recogidas por los aparatos de radar. Este efecto es utilizado por los radares de previsión me­ teorológica, los cuales pueden captar lluvia y granizo y, por tanto, son útiles para la previsión del tiempo local.

FOTOGRAFÍA AÉREA De los sistemas pasivos de sensores, el más familiar para el hombre corriente es la cámara fotográfica en la porción visible del espectro. Las fotografías aéreas obtenidas por cámaras instaladas en aviones han sido ampliamente uti­ lizadas por geógrafos y otros científicos del medio am­ biente con anterioridad a la Segunda Guerra Mundial . Normalmente el campo de visión de una fotografía se solapa a la siguiente a lo largo de la trayectoria seguida por el avión, por lo que las fotografías pueden visualizar­ se estereoscópicamente, mediante un efecto tridimensio­ nal. La película en color se puede utilizar para au,mentar el nivel de información de la fotografía aérea. Debido a la alta resolución (grado de afinidad) que posee, la fotogra­ fía aérea sigue siendo una de las más valiosas de las técnicas de teledetección antiguas. La fotografía se ha extendido a grandes áreas a través del uso de cámaras manejadas por los astronautas en los vehículos espaciales. Muchas personas están familiariza­ das con las sorprendentes fotografías en color obtenidas en las misiones "Geminis" de los primeros años de la década de los sesenta. U n vuelo reciente de la Lanzadera Espacial ha incluido una cámara para gran formato, dise­ ñada para realizar transparencias muy detalladas (23 x 46 cm) de la superficie terrestre, adecuadas para u n le­ vantamiento topográfico exacto ( Lámina A. 1 , figura 1 ) .

Te/edetecci6n

en

geografía física

La fotografía, utilizando la reflexión de la radiación electromagnética, también se extiende en las longitudes de onda del ultravioleta y del infrarrojo. Cámaras conven­ cionales equipadas con filtros y películas apropiadas, pueden ser utilizadas en la región próxima al ultravioleta, entre las 0,3 y 0,4 micras. Sin embargo, la absorción atmosférica y la dispersión de la luz en estas longitudes de onda, limita el uso de la fotografía ultravioleta a objetivos en un determinado campo de acción. En el espectro hay una región en el infrarrojo próximo, inme­ diatamente adyacente a la región visible del rojo, en la cual los rayos reflejados pueden ser recogidos a través de una cámara dispuesta con una película y un filtro apro­ piados. Debido a que la atmósfera es transparente en esta porción del espectro, las fotografías infrarrojas directas tomadas desde gran altura son extremadamente nítidas y proporcionan una gran cantidad de información sobre vegetación, condiciones de suelos y usos del mismo.

FOTOGRAFÍA INFRARROJA COLOR La película infrarroja color se utiliza a menudo en foto­ grafía aérea (Láminas A.2 y A.3 ) . En este tipo de pelícu­ las, el color rojo se produce como una respuesta al infra­ rrojo, el color verde por la luz roja, y el color azul como respuesta a la luz verde. Debido a que la vegetación saludable y en estado de crecimiento refleja en gran manera el infrarrojo, adquiere una apariencia roja caracte­ rística en este tipo de películas. De esta manera, los cultivos aparecen con unas tonalidades que se extienden desde el rosa al naranja rojizo y rojo vivo. Cultivos madu­ ros, vegetación seca (pastos inactivos, en estado latente) aparecen como amarillentos o marronáceos. Las áreas urbanizadas aparecen, normalmente con tonos azulados o grisáceos. Lugares de aguas poco profundas, terrenos pantanosos, aparecen de color azul; aguas profundas re­ sultan de color azul oscuro o negruzco. La fotografía i nfrarrojo color es particularmente utilizada en la inter­ pretación geográfica, en mapas de uso del suelo, y ha tenido una amplia difusión desde que se desarrolló, por primera vez, durante la Segunda Guerra Mundial.

IMÁGENES DIGITALES Durante la década entre 197 5 - 1 985, la teledetección ha realizado grandes avances. Ello se ha debido, en su ma­ yor parte, al procesado de sus datos mediante el uso de las computadoras. El procesado de los datos gráficos a través de los ordenadores, sin embargo, requiere que las imágenes estén digitalizadas (por ejemplo, compuestas de números sobre los cuales se pueda operar) . La figura 4 . 2 2 ilustra el concepto de imagen digital. Ésta se puede imaginar como si estuviera formada por una gran red de células cada una de las cuales contiene un valor de brillo. Las células se pueden denominar pixels, término que tiene su origen en el acróstico "picture element" (ele­ mento gráfico) . Normalmente es un número de clave bajo para oscuridad (baja reflexión) y alto para luminosi­ dad (alta reflexión) . Los números se registran sobre un medio magnético (discos o cintas) por las computadoras, de manera que no se forma una imagen visible. Para crearla, por ejemplo, en un monitor de televisión, los valores de brillo alimentan un dispositivo especial que genera la correspondiente señal. O bien, la imagen digi­ talizada se envía hacia un dispositivo, impresor de pelícu-

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Cuatro imágenes sobre San Francisco producidas por el Landsat (banda del infrarrojo) ilustran el concepto de imagen digital. (A-C) son una disminución

FIGURA 4.22.

progresiva del campo de enfoque sobre la Bahía Bridge y l a Isla de Yerba Buena en l a Bahía d e S a n Francisco. E n D se muestran l o s valores de b r i l l o de una pequeña área d e 25 pixels. Estos valores oscilan entre O (oscuridad) hasta 255 (máxima l u minosidad ) . (Alan H . Strahler.)

las, que expone ésta a un foco luminoso durante un determinado tiempo, proporcional a los valores de brillo de cada célula o pixel. El resultado es una película en negativo o transparencia que puede ser impresa o vista directamente. La importancia de la imagen digital es que permite la modificación de los números que forman la imagen, me­ diante computadora, todo ello relacionado con el proce­ sado de la imagen. A través de la manipulación de estos números por computadora es posible aumentar la ima­ gen; por ejemplo, modificar el contraste de forma selecti-

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va dentro de ciertas áreas de la imagen o acentuar márge­ nes o límites en su interior (figura 4 . 2 3 ) .

SISTEMAS SCANNING• Las imágenes digitales se obtienen, generalmente, a tra­ vés de sistemas o métodos scanning. Scanning es el pro­ ceso de obtención de información instantánea desde tan •N. del T.: Se podría traducir por "sondeo", aunque el término inglés es mucho más específico.

El balance de radiación terrestre

FIGURA 4.23. Imagen de TM sobre el Valle de la Muerte (banda del rojo ) , en la cual se demuestran las diferentes formas de resaltar por contraste que poseen las imágenes digitales. (A) Imagen original. ( B) Imagen realzada por contraste . ( C) Imagen producida mediante la aplicación de un proceso de detección del relieve. (D) Imagen creada a partir de B y C, en la que se observa el contraste del relieve y de las líneas básicas de éste. (Alan H. Strahler.)

sólo una pequeña porción del área observada (figura 4 .24) . El dispositivo de sondeo (scanning) se proyecta sobre un pequeño campo de observación, escudriñando transversalmente toda la escena. La luz procedente del campo de observación se enfoca hacia un detector que mide su intensidad, y produciendo finalmente una línea con valores digitales de brillo. A medida que se repite el proceso, se obtiene información que se conformará en una serie de líneas paralelas poco espaciadas entre sí. De esta manera, se construye una imagen digitalizada a tra· vés del método de sondeo (scanning) . Un concepto im·

Teledetección en geografía física

portante de la imagen es la unidad o capacidad de resolución de la dimensión del área terrestre que se recoge en cada dígito. Este valor depende del campo de visión angular y la altura del ingenio sobre la tierra.

SCANNERS MULTIESPECTRALES Los sistemas de sondeo (scanning) más corrientemente utilizados son los scanners multiespectrales. Estos apara­ tos miden el brillo simultáneamente para diferentes Ion-

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de onda que se extiende entre 1 0,4- 1 2,5 micrómetros. Sin embargo, Ja unidad de resolución es menor que Jos otros ( 1 20 X 1 20 m) .

IMÁGENES MULTIESPECTRALES

FIGURA 4.24.

Scanning multiespectral desde un avión. A

medida que el aparato avanza, el scanner "barre" toda la superficie de lado a lado. El resultado es la obtención de una imagen digital que cubre el espacio sobrevolado.

gitudes de onda. Un ejemplo Jo encontramos en el siste­ ma multiespectral de sondeo (Multiespectral Scanning System) , más comúnmente MSS, utilizado a bordo de satélites de observación terrestre de Ja serie Landsat. Este instrumento recoge simultáneamente los datos de refle­ xión en cuatro bandas espectrales, las cuales, numeradas respectivamente 4, 5, 6, 7 recogen las extensiones 0,5-0,6 (verde) ; 0,6-0,7 (rojo) ; 0,7-0,8 ( infrarrojo) ; y 0,8- 1 , 1 (in­ frarrojo) micrómetros (figura 4.25) . La unidad de resolu­ ción para el Landsat MSS es de 56 x 79 m . Un sucesor de este sistema es el Landsat Thematic Mapper (TM) que recoge los datos en seis bandas espectrales, que se ex­ tienden desde 0,45 (azul) a 2 ,35 (región media del infra­ rrojo) micrómetros. Los datos obtenidos por el TM re­ suelven con mayor afinidad que Jos del MSS la capacidad de resolución que es de 30 x 30 m . El TM también recoge la banda de la región térmica del infrarrojo en la longitud 100 "' "O e:

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Esquema donde se indican las diferentes sensibilidades de cuatro filtros de u n scanner multiespectral en un Landsat. Comparad la diferente reflectividad de la vegetación verde, el agua y suelo.

FIGURA 4.25.

72

Aunque es posible reproducir en fotos en blanco y negro o señales de TV las imágenes de una única banda espec­ tral, los datos multiespectrales se presentan como imáge­ nes multiespectrales. El ojo humano puede responder a tres colores primarios a la vez, siendo posible asignar a cada color una banda del espectro y ver los resultados como una imagen en color. Los colores producidos po­ drán no parecerse a los colores verdaderos, a menos que, naturalmente, Jos colores primarios rojo, verde y azul se asignen a las bandas rojas, verde y azul del sensor. Por ejempl{), Jos datos procedentes del Landsat MSS son pre­ sentados a menudo como una imagen en color compues­ ta y con Ja intensidad de color rojo controlada por una de las bandas del infrarrojo (normalmente la banda 7 ) , el color verde regulado por la banda roja, y el color azul por el verde ( Lámina A.4 ) . Esta presentación de los datos conforme el uso de película infrarrojo-color, dilucidada anteriormente e ilustrada en Ja Lámina A.2, es bastante familiar a los fotointerpretadores.

SIGNATURAS ESPECTRALES Tal como se muestra en la figura 4 .25, las diferentes características de las superficies terrestres presentan va­ riedad en cuanto a la reflexión que producen sobre las longitudes de onda que cubren los instrumentales del Landsat MSS y el TM . Superficies acuáticas, aunque nor­ malmente son relativamente oscuras, muestran una alta reflectividad en Ja región azul-verde. Hay variaciones producidas, a menudo, por la cantidad de sedimentos y de algas encontrados en las capas superficiales. La vege­ tación aparece de color verde oscuro para el ojo humano - lo cual significa que refleja moderadamente bien en la fracción verde del espectro, pero no tanto en las fraccio­ nes azul y roja. En la región i nfrarroja, la vegetación, que crece de forma saludable, refleja fuertemente y aparece completamente brillante. Aunque el suelo varía en su respuesta espectral, una curva típica como la que se presenta en la figura 4.25 significa suelos que resultan generalmente oscuros, en la región visible, y gradual­ mente claros, en Ja infrarroja. En aplicaciones geológicas de Ja teledetección, algunos minerales tienen también modos de comportamiento, en cuanto a absorción, carac­ terísticos, que influyen sobre las bandas multiespectrales a las que son . sensibles por su brillo en instrumentos como los TM. De ese modo es posible, a menudo, distin­ guir un objeto por su signatura o rastro espectral el tipo de brillo relativo dentro de Ja banda espectral que carac­ teriza un objeto. La signatura multiespectral es importan­ te pues permite el uso de técnicas estadísticas para clasi­ ficación de imágenes. En este proceso de clasificación, el analista identifica u n objeto dentro de la imagen (por ejemplo, un campo de maíz ) ; una vez esto, manda a Ja computadora la orden de identificar todos los pixel con similar rastro espectral. Éstos, presumiblemente corres­ ponden a objetos semejantes (campos de maíz ) , de modo que una región puede ser cartografiada de forma rápida y fácil usando los datos digitados del satélite.

El balance de radiación terrestre

Imagen infrarroja sobre Brawley, California, comunidad granjera en el Valle Imperial, región agrícola más meridional de este estado. ( Cortesía del Departamento de Análisis del Medio Ambiente H RB-Singer, Inc.)

FIGURA 4.26.

DETECCIÓN EN LA REGIÓN DEL INFRARROJO TÉRMICO La radiación electromagnética es emitida por todos los objetos, pues poseen calor sensible. En el grupo de tem­ peraturas que hallamos sobre la superficie terrestre esta radiación corresponde, en el espectro, a la región del infrarrojo térmico. Ésta se analiza mediante el sistema de sondeo (scanning) . Sin embargo, el detector que absorbe la radiación, que puede ser medida y digitalizada, está fabricado con un tipo de material sensible, más preferi ­ blemente, a la radiación infrarroja que a la luz. Puesto que los objetos calientes emiten más radiación infrarroja que los fríos, el primero aparecerá más brillante en las imágenes del infrarrojo térmico. Observad, también, que los objefos que emiten en la radiación térmica del infra­ rrojo lo hacen proporcionalmente a la cantidad de calor sensible que posean, por lo que las imágenes proceden­ tes de este tipo de radiación pueden realizarse tanto durante el día como durante la noche. Además de la temperatura absoluta del objeto, la inten­ sidad de emisión del infrarrojo depende de una propie­ dad intrínseca al mismo objeto y es conocida b_¡¡j o el nombre de emisividad del infrarrojo. Mientras que los cuerpos negros, citados con anterioridad en este capítu­ lo, son perfectos irradiadores de energía, todas las demás substancias son imperfectas. A un radiador. imperfecto se le denomina cuerpo gris. La emisividad del infrarrojo es la proporción con que emite un cuerpo gris hacia un cuerpo negro a la misma temperatura absoluta; este valor abarca desde uno muy bajo correspondiente a la de u n cuerpo s i n emisión, hasta la unidad ( 100 %) d e un cuer­ po negro. Para la mayor parte de las superficies terrestres la emisividad del i nfrarrojo tiene un valor considerable­ mente alto, 85 a 90 %. Las diferencias en cuanto a emisivi­ dad pueden ser importantes para determinar los modelos seguidos por la imagen infrarroja.

Teledetecdón

en

geografía fisica

IMÁGENES DEL INFRARROJO U n ejemplo de imagen infrarroja obtenida durante la noche es la que se observa en la figura 4.26. Recordemos, mientras se examinan las ilustraciones, que las diferen­ cias de tono provienen de la diversidad de objetos que entran en ella y que se deben a los distintos niveles de emisión de la energía i nfrarroja. La amplia gama de tem­ peraturas es la principal causante; en general, los tonos luminosos indican temperaturas elevadas. En el ejemplo citado, una imagen tomada durante las horas de la madru­ gada (entre las 2 .00 y las 4 .00) , el pavimento y el agua emiten mucha radiación i nfrarroja apareciendo con tona­ lidades claras. Los árboles que bordean las carreteras también aparecen así. Las zonas agrícolas, superficies de suelos húmedos y los edificios, son "fríos", apareciendo con tonos oscuros. La Lámina A.5 muestra una fotografía infrarroja térmica en la que se puede apreciar un vertido de aceite en el canal de Santa Bárbara. La respuesta térmica viene dada por el espesor de esta capa sobre la superficie oceánica.

SISTEMAS DE DETECCIÓN POR RADAR Volvamos de nuevo al método de teledetección en la porción radar del espectro electromagnético (O, 11 00 cm) . Tal como se observa a primera vista, los sistemas de detección activos utilizan pulsaciones de energía emi­ tidas por transmisores instalados en aparatos voladores o espaciales. Un haz de tales impulsos es dirigido hacia la tierra, normalmente con un ángulo de 30 a 60' con rela­ ción al horizonte. Una parte de éste volverá como una señal de eco. La fuerza con que volverá éste dependerá en parte de la naturaleza de la superficie, por ejemplo, una superficie llana puede actuar como un espejo disi­ pando el pulso adelante y hacia atrás del sensor; por ello aparecerán relativamente oscuras en una imagen radar.

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FIGURA 4.27. Imagen del SLAR sobre un área situada al sur de Venezuela en l a cabecera d e l río Orinoco, l a t . 3 a 4º N . Toda la región está revestida de densa vegetación ecuatorial. Las tierras montañosas del margen izquierdo de la fotografía corresponden a un macizo geosinclinal con residuos de roca sedimentaria. Un sistema de fracturas, con dirección NW-SE, obligan a los pequeños riachuelos a excavar y erosionar el resalte montañoso. En el margen derecho de la fotografía se pueden observar otras alineaciones que i nterseccionan entre sí, l o que puede sugerir una falta de cursos de drenaje importantes. La dimensión horizontal del área fotografiada es de 160 km. ( Cortesía de Goodyear Aerospace Corporation y Aero Service Corporation . )

Una superficie rugosa contendrá bastantes facetas o pro­ yecciones con lo que dispersará parte de la pulsación que ha de volver al sensor, y por ello aparecerá brillante. Un elemento importante es la distancia que existe entre el sensor y la superficie. La distancia afecta a la fuerza con que vuelve la señal, cuanto más lejana está la superficie, más tiempo tardará en volver, más debilitada. Los ele­ mentos electrónicos que se hallan en los sensores radar están diseñados para utilizar estos principios, amplifican­ do las señales, volviéndolas más fuertes cuando llegan tarde, o bien desplegándolas cuando provienen de luga­ res lejanos. Los sistemas de teledetección por radar resultan efica­ ces sobre aparatos de vuelo, o espaciales. El modelo más comúnmente utilizado es el S . L.A.R. ( Side-looking air­ bonne radar) . El sistema SLAR envía sus impulsos a ambos lados del vehículo proporcionando una amplia banda de imágenes a medida que el aparato avanza. Las imágenes SLAR muestran los rasgos del terreno con una gran fidelidad y contrastes (figura 4.27) . Las superficies con inclinaciones próximas a la perpendicular del radar retornarán un eco más fuerte y aparecen, en consecuen­ cia, con tonos más luminosos. Al contrario, las imágenes encaradas de cualquier otro modo al haz del radar, apare­ cerán oscurecidas. El efecto nos proporcionará una sensa­ ción parecida a la de un mapa en relieve utilizando sombreado plástico (véase Apéndice I I I ) . Los diferentes tipos de superficies como bosques, campos de cultivo, paisajes abiertos, pueden ser identificados por variacio­ nes en cuanto al tono y tipo de imagen que se recibe.

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FIGURA 4.28. Trayectoria terrestre de u n satélite sincrónico solar. En el período comprendido entre el 1 de marzo y el 1 de mayo la órbita se ha trasladado en dirección este 60º con respecto a las coordenadas espaciales. ( Copyright 1971 por A . N . Strahler.)

El balance de radiación terrestre

SATÉLITES ARTIFICIALES DE ÓRBITA TERRESTRE Solamente desde el advenimiento de los satélites de órbita terrestre la teledetección interviene como rama mayor de la investigación geográfica, yendo más allá de las limitaciones impuestas por la fotografía aérea conven­ cional. Una de las razones de su desarrollo ha sido ya mencionada: el hecho de que la mayoría de los satélites con sensores remotos proveen de imágenes digitalizadas que pueden ser procesadas y contrastadas a través de computadoras. La otra razón es la facilidad que tiene para controlar estrechamente toda la superficie terrestre. Para la determinación de la órbita que ha de seguir, se tienen en cuenta dos factores. Primero, debe permitir la toma de imágenes, tantas como sea posible, del globo. Segundo, el plano de la órbita escogida deberá ser fija con respecto al sol, lo que garantizará que la iluminación solar de la tierra, bajo la observación del satélite, perma­ nezca constante en dirección e intensidad. La ú nica órbi­ ta que permite al satélite realizar imágenes de la totali­ dad del globo es la órbita polar, la cual pasa por encima de ambos polos. Sin embargo, una circulación perfecta­ mente polar significaría que el plano del movimiento del satélite está fijo con respecto a las estrellas pero no con relación al sol, por lo que las condiciones de iluminación variarían según la estación del año. La solución estriba en el establecimiento de una órbita sincrónica solar, tal como se indica en la figura 4 .28. El plano de ésta forma un ángulo de 80' con respecto el plano ecuatorial y la trayectoria del satélite es tangente a los paralelos 80' N y 80' S. De esta forma el impulso rotativo ejercido por la curvatura ecuatorial de la tierra sobre el movimiento del satélite, es suficiente como para trasladar la órbita hacia el oeste en una proporción pareja al cambio de ángulo entre el sol y las estrellas. Por eso, el satélite pasará sobre un mismo punto a la misma hora del día, no importando la estación del año. En Ja figura 4 .28, el satélite completa 1 2 ,6 órbitas alre­ dedor de la tierra por día solar de 24 h, lo cual significa que una sola se realizará en 1 h 54' ( 1 1 4 min) . Durante este tiempo, el planeta gira sobre sí mismo a una razón de 4' por minuto y por ello el ingenio espacial cruzará el Ecuador a los 28,5' de longitud de su anterior cruce y hacia el este. La distancia entre dos cruces seguidos sobre el Ecuador es de 3 . 1 67 km. Por todo ello, en un día el satélite puede recoger imágenes de unas 13 franjas de una anchura de cerca de 3.000 km cada una en el Ecua­ dor.

EL PROGRAMA LANDSAT Un paso mayor en el campo de Ja teledetección fue llevado a cabo por el National Aeronautics and Space Administration (NASA) en julio de 1972 con el lanza­ miento del primero de los satélites de observación terres­ tre, conocidos como Landsats. Desde entonces, han sido lanzados cinco más. Los tres primeros, conocidos bajo el nombre Landsat 1, 2, 3, transportaron la tecnología MSS anteriormente explicada. Los dos posteriores, Landsat 4 y 5, incorporaron instrumental TM. Está planeado el lan­ zamiento de dos Landsat más (6 y 7) que continuarían con el programa en años próximos. Las órbitas de estos ingenios son de dos tipos diferentes. Los tres primeros fueron colocados en una órbita sincrónica solar a una

Teledetecctón

en

geografía física

altura de 9 1 7 km y con un período de 1 h 4 3 ' . Ésta fue diseñada para ser repetida cada 1 8 días permitiendo Ja toma de imágenes de una misma localidad cada dos semanas y media. Con dos satélites operando simultánea­ mente, el intervalo s e redujo a 9 días. Los instrumentales MSS recogen una franja de 185 km de amplitud, con un 1 4 % de solapamiento entre ellas en el Ecuador. Este solapamiento se incrementa con Ja latitud a medida que las trayectorias orbitales se aproximan a los 80' . La órbita de los satélites Landsat 4 y 5 cargados con tecnología TM y MSS es algo más baja: 705 km. El período de repetición es algo menor: 16 días . La órbita para este tipo de satélites requiere un descen­ so por Ja porción diurna del globo entre las 9.00 h y las 10.00 h hora local. Este período se debe a dos razones. En primer lugar, el sol no ha alcanzado su cenit, con Jo que arroja grandes sombras que enfatizan los rasgos del relieve, por lo que se obtiene una imagen tridimensional en apariencia, y ayuda a realizar una interpretación geo­ lógica. En segundo lugar, a esta hora de la mañana, Ja cobertura nubosa formada por conve.::ción debido al desi­ gual caldeamiento de Ja superficie terrestre, no ha co­ menzado, normalmente, a desarrollarse, con lo que las imágenes obtenidas suelen tener pocas nubes.

RECEPCIÓN Y ALMACENAMIENTO DE LAS IMÁGENES DEL LANDSAT Las imágenes realizadas por la tecnología MSS y TM son digitalizadas por medios electrónicos a bordo del satéli­ te . En el caso del MSS, los valores se transmiten por radio a las estaciones de recepción que operan en E E . U U . , Canadá, Brasil, China, Italia, Japón, India y Australia. Los Landsat 1 , 2 y 3 incorporaban a bordo cintas magnetofóni­ cas que almacenaban las imágenes procedentes del MSS, cuando se pusieran fuera del alcance de las estaciones receptoras. Debido a que las imágenes producidas por TM son más detalladas y además recogen Ja información en siete bandas, en comparación con las cuatro del MSS, se obtienen muchos más valores digitales, por lo que Ja transmisión de esta i nformación requerirá un alto grado de sofisticación en cuanto a la radiotransmisión y en cuanto a los equipos de recepción. Por todo ello los resultados del TM son retransmitidos a través de Ja red de satélites de comunicaciones geoestacionarios de Ja NASA, la cual está preparada para cap,tar y manejar los datos que les procura este tipo de instrumental, y esta tarea la realizan tan bien como Jos datos generados por Jos vuelos de la Lanzadera Espacial. Una vez retransmiti­ das, las señales de radio son emitidas a una estación de recepción en White Sands (Nuevo México) las cuales se vuelven a transmitir mediante satélites de comunicación convencionales hacia Goddard Space Flight Center, en Maryland, donde se procesan los datos en formato legible por computadora. Éstos son archivados en el Centro de Datos EROS en Sioux Falls (Dakota del Sur) . Los usuarios pueden entonces disponer de datos digitalizados directa­ mente, o bien pueden obtenerlos en formatos fotográ­ ficos. Bajo contrato con el Gobierno de E E . U U . , los datos del Landsat son distribuidos por Eosat Corporation, una so­ ciedad especial formada por Hughes Aircraft and RCA en 1 985, para ponerlos a Ja venta. El contrato requiere por parte de Eosat Ja construcción y lanzamiento de dos satélites más de la serie Landsat: 6 y 7. Ambos incluirán

75

material TM y MSS con orden de proporcionar continui­ dad a los datos hasta 1 990. Además, otros nuevos inge­ nios se podrán instalar en ellos.

SATÉLITES SPOT Aunque durante el pasado la NASA ha dominado el cam­ po de los satélites de observación terrestre, otras nacio­ nes han concebido y lanzan nuevos satélites. Uno de los primeros países es Francia, con su satélite SPOT (un acróstico de las palabras francesas Systeme A:obatoire d' Observation de la Terre) lanzado el 1 de febrero de 1 986. Este satélite opera de dos maneras diferentes. Pue­ de realizar imágenes en tres bandas espectrales (verde, rojo y el infrarrojo próximo) con una resolución de 20 m, o en una única banda pancromática ancha con una reso1 ución de 10 m. La Lámina B.6 muestra una imagen en color del SPOT, del puerto de Nueva York. La resolución y el color son suficientes para revelarnos una infinidad de detalles, incluso la red viaria y bastantes edificios ·e n particular. Se pueden incluso distinguir barcos con sus respectivas estelas. El SPOT puede orientarse también, esto es, puede observar a ambos lados, por lo que puede recoger imáge­ nes no estrictamente por debajo suyo. Este hecho permi­ te la realización de representaciones por satélite de la misma área, con el vuelo de uno o dos días de intervalo, en vez de los 16 o 18 en el caso de los Landsat. Natural­ mente pueden ser recogidas imágenes desde diferentes ángulos (desde diferentes posiciones en el cielo) . Lo que puede constituirse en ventaja si las ilustraciones se utili­ zan como par estereoscópico, en cuyo caso se puede producir una imagen completa desde el espacio. A ex­ cepción de algunos experimentos con cámaras espacia­ les, esta serie es la primera capaz de producir reproduc­ ciones estereoscópicas desde el espacio.

DETECCIÓN A TRAVÉS DE RADAR EN EL ESPACIO El programa de observación terrestre de la NASA incluye también un número de misiones por radar. En 1978, el Seasat, el primer satélite de la NASA dedicado a observa­ ciones oceánicas fue lanzado al espacio. El equipamiento instrumental constaba de cinco sensores diferentes, uno de los cuales fue el sistema de radar L-band (con una longitud de onda de 23 cm) diseñado para la medición de alturas de olas. Aunque su funcionamiento no se prolongó más allá de tres meses, el sistema envió prove­ chosas imágenes de radar de la superficie terrestre. Sin embargo, el diseño que permitía efectuar observaciones de costado con un ángulo medio de 23,6º por debajo del plano horizontal, no se ajustaba bien para un examen terrestre. Para pequeños ángulos, parte de la superficie se oculta a una exploración, o bien no se recogen de buena manera los terrenos montañosos. De esta manera, la NASA lanzó un sistema sensor parecido al anterior (SI R-A, Shuttle Imaging Radar-A) en uno de los prime­ ros vuelos experimentales de la Lanzadera Espacial, en noviembre de 198 1 . Al contrario del Seasat, el S IR-A puede obtener imágenes de costado con un ángulo de so·. Aunque los datos recopilados correspondan tan sólo a ocho horas sobre dos días y medio de vuelo, fueron de un inestimable valor.

76

La Lámina A.7 es una imagen en la que se combinan los datos del Seasat con los del SI R-A. En ellas los resultados del segundo son utilizadas para obtener el color, mien­ tras que los del primero sirven para modular su intensi­ dad. El bajo ángulo de incidencia del Seasat acentúa vivamente el contraste. Las variaciones de color produci­ das por el SI R-A revelan las diferencias existentes en cuanto a los tipos de roca subyacentes y que no son visibles por el primero. En 1 984 la NASA envió al espacio el SIR-B, con un instrumental semejante, en otro vuelo de la Lanzadera. Con una variedad en cuanto a ángulos de visión se obtuvieron resultados más preciados. La NASA planea nuevos vuelos adicionales de SIR para mi­ siones futuras de la Lanzadera Espacial.

IMÁGENES DEL AVHRR Un instrumental relativamente nuevo de detección que la NOAA ha desarrollado para sus satélites de órbita polar es la Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) . Provee de imágenes digitalizadas en cinco bandas, en la visible, regiones próxima y media del infrarrojo y en el infrarrojo térmico. Aunque las imágenes poseen un vasto poder de resolución ( 4 km x 4 km) se obtienen diaria­ mente hacia las 1 4 .30 h . El sistema AVH RR e s particularmente útil para el con­ trol de la vegetación del globo. En este proceso se utili­ zan los reflejos en las bandas roja y próxima del infrarro­ jo. Un problema suscitado viene dado por la hora de recogida de la imagen, y es la de que a esta hora del día, las nubes, localmente, pueden ser abundantes. Para re­ solver este problema se combina mediante computadora una serie de una semana de imágenes, de manera que se obtiene una imagen compuesta que presenta el desarro­ llo vegetal de este período, sobre toda la superficie te­ rrestre ocupada por el reino vegetal y como si el cielo hubiese estado completamente despejado de nubes. La Lámina A.8 presenta cuatro mapas globales, deriva­ dos del AVHRR en 1 982. Los valores expuestos son tam­ bién combinación de datos semanales sobre un período de cinco semanas, con lo que se puede creer, aproxima­ damente, que cada uno de ellos ha sido obtenido de un período libre de nubes sobre cualquier lugar durante todo ese tiempo. En este tipo de mapas los valores bri­ llantes están dispuestos como colores que comprenden desde el marrón hasta el amarillo (bajo brillo) pasando por el verde, rojo, blanco y matices del violeta (alto brillo) . En el procesado por computadora que se utiliza, los valores brillantes indican i mportante cobertura vege­ tal. Es manifiesto, en latitudes medias, el ciclo estacional. De abril a mayo la vegetación está bien desarrollada en el S . E . de E E . U U . , este de China, y en Europa, tan sólo España, Francia y las Islas Británicas. De junio a julio, la ola de verdor se extiende hacia el este de Norteamérica y penetra profundamente en Europa Central y el N.E. de Asia. Entre septiembre y octubre el desarrollo vegetal se abre hacia el norte de Canadá, norte de Alaska y Siberia, y comienza a marchitarse algo. En diciembre y enero, las franjas continentales este y oeste de Norteamérica, Asia y Europa permanecen verdes. Naturalmente la situación en Sudamérica, Sudáfrica y Australia es a la inversa. Se obser­ va, además, que los bosques húmedos de la zona ecuato­ rial de Brasil, África Central y Malasia permanecen bien cubiertos a pesar de sus variaciones estacionales. En Asia

El balance de radiación terrestre

monzónica también se observa de buena manera, y sobre el subcontinente indio, especialmente se pueden con­ templar los cambios estacionales de vegetación. La composición de imágenes de este tipo, semanal y mensual, puede ser particularmente útil para el con­ trol del rigor y la aridez de la zona saheliana. Científicos de la NASA y la NOAA y las Naciones Unidas están trabajando en las vías de utilización de los datos aporta­ qios por el AVH RR, tanto en el control de la aridez como en la planificación de la ayuda.

TELEDETECCION DE ALTA RESOLUCIÓN ESPECTRAL Una de las ideas nuevas m2s excitantes, en relación con los instrumentos que la NASA está continuamente desa­ rrollando, consiste en la teledetección de alta resolución espectral. En ella, son reproducidas, un gran número de bandas espectrales estrechas de manera que donde el Landsat MSS recogía de una vez una banda espectral entre 0,8 y 1, 1 micrómetros, un instrumento de alta reso­ lución espectral podría recoger hasta 30 bandas. En un ingenio construido para aparatos voladores se utilizan reproducciones de 224 bandas espectrales simultánea­ mente en las regiones del espectro que comprenden desde 0,4 a 2,4 micras. ¿ Por qué son una ventaja tantas bandas? Lo son porque permiten la identificación de signaturas de absorción específicas de importantes mine· rales que pueden indicar la composición de las rocas, o la presencia de ciertos tipos de filones. Añadiendo sus virtudes en la aplicación geológica, la teledetección remota de alta resolución espectral se pue­ de usar también para detectar sutiles cambios de vegeta­ ción por la acción, por ejemplo, de lluvia ácida o nubes o humos contaminantes, siendo posible también la identifi­ cación de algunas especies vegetales. Más aún, la habili· dad para seleccionar unas pocas bandas puede ayudar a los científicos que estudian la superficie terrestre o la atmósfera a cualquier otro propósito, siendo, de esta

Teledetección en geografía física

manera, que esta nueva técnica se convierta en algo muy importante para el estudio de la superficie terrestre des· de el espacio.

FUTUROS SISTEMAS DE SATÉLITES A medida que la década de los ochenta toca a su fin, otros países se agregarán a E E . U U . y a Francia en el desarrollo de tecnología de teledetección por satélite. Por ejemplo, el Japón ha planeado los Satélites de Observación Mari · na, y los Satélites de Recursos terrestres, para ser lanza­ dos al espacio para antes de 1990, siendo posible tam­ bién un satélite de observación terrestre . La Agencia Espacial Europea (AE E ) ha planeado también, para antes de esa fecha, dos lanzamientos: ERS-1 (ESA Resource Satellite - 1 ) y el AERS (Advanced ESA Resource Satelli­ te) . También para el lanzamiento en la próxima década, está el primero de la serie Radarsat de Canadá, diseñado para el control de las condiciones de hielo en latitudes y mares polares. La agencia brasileña del espacio, en cola­ boración con la NASA, tiene planes para la construcción de un scanner multiespectral para volar en la Lanzadera Espacial, en una órbita tropical de baja inclinación, la cual recogería imágenes sobre las regiones tropicales a diferentes horas del día, esperando la toma de vistas sin cobertura nubosa posible. China, India y Noruega podrán también diseñar y lanzar sus propios satélites en la próxi­ ma década. Añadiendo al programa Landsat y la serie de vuelos de la Lanzadera con nuevo instrumental de percepción a bordo, la NASA está diseñando el EOS (Earth Observing System) que se situará con órbita polar a mediados de los noventa como parte de una estación espacial. Está conce· bido como una o dos plataformas libres de vuelo con muchos y diferentes instrumentos de reproducción y son· deo . Éstas estarán al alcance a través de las Lanzaderas Espaciales, de forma que los astronautas podrán reparar o reemplazar instrumentos estropeados, así como añadir otros nuevos en sus aparatos espaciales.

77

CAPÍTULO

5

Calentaniiento y enfrianiiento en la superficie terrestre

Para el geógrafo físico, conocer las temperaturas tanto del aire como de la capa edáfica constituye un dato de la mayor importancia. La temperatura es una medida de la energía calorífica que se puede obtener en cualquiera de los dos medios anteriormente citados. Los organismos responden directamente a los cambios, calentamiento o enfriamiento del medio que les rodea. Denominaremos a este factor temperatura del medio. En el estudio del balance de radiación del capítulo anterior, se demuestra que la temperatura cambia como resultado de una pérdida o ganancia de energía, por su absorción o emisión. Cuando una substancia absorbe energía su temperatura superficial aumenta. Este proceso representa la transformación de energía radiante a ener­ gía en forma de calor sensible, que es la propiedad física mensurable por termómetro. El calor puede entrar o salir de un cuerpo por dos mecanismos, por conducción, o bien en forma de calor latente a través de la evaporación. Muchos de los procesos bioquímicos que se realizan dentro de los organismos, al igual que como sucede en la mayoría de las reacciones de la química inorgánica, se intensifican por un incremento de la temperatura de la solución dentro de la cual estas reacciones se llevan a cabo. Un frío riguroso, el cual es simplemente la carencia de energía calórica dentro de la materia, puede reducir en gran medida e incluso paralizar completamente tanto las reacciones bioquímicas como las inorgánicas. Esta es la causa de porqué el ingrediente vital del medio, el calor -calor en el aire, en el agua y en el suelo- se ha de entender en su totalidad. La temperatura del medio es, seguramente, una parte importante en el medio ambiente físico del hombre. Estamos familiarizados con los ciclos naturales de cam­ bios de temperaturas. Hay un ritmo diario de aumento y descenso de las temperaturas, parecido al ritmo estacio­ nal. Hay también unas variaciones en los valores medios de las temperaturas desde las latitudes ecuatoriales hasta las polares, y de las superficies continentales a las océani­ cas. Estos cambios exigen que tanto las capas bajas de la atmósfera como las superficies terrestres y marítimas reci­ ban y liberen calor en los ciclos diarios y estacionales. Es necesaria, también, la existencia de grandes diferencias

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en las cantidades de calor que se reciban o liberen anual­ mente, entre las bajas y las altas latitudes. Los ciclos de temperaturas, diarias y estacionales, y la influencia de la latitud en ellas, serán los temas a tratar en este capítulo. Medición de las temperaturas del aire

La temperatura del aire es uno de los aspectos más comu­ nes de la información climática que oímos y leemos diariamente a través de los medios de comunicación. En los Estados Unidos, la información proviene de los obser­ vatorios del Servicio Nacional del Tiempo, cuyos datos se toman siguiendo un proceso cuidadosamente unificado. Los termómetros se encuentran protegidos tal como se observa en la figura 5.1. Esta protección resguarda los

FIGURA 5.1. Cobertizo para termómetros usado corrientemente. A su izquierda un pluviómetro (Servicio Nacional del Tiempo) .

Calentamiento y enfriamiento en la supe7jide terrestre

ºF

ºC

40 30 20 10

o

100



-10 '--��� 50 40

� m

.

l�

·

Yuma, Arizona

-10�

80 60 40 20

100

w

00

40 20

FIGURA 5.2. El termógrafo realiza un registro continuo de ascenso y descenso de las temperaturas del aire para un período de una semana.

instrumentos de la luz solar, pero permite la libre circula­ ción del aire, para un mayor contacto con los termóme­ tros, a través de un juego de tablillas. Los instrumentos están colocados entre 1,2 y 1,8 m sobre la superficie del suelo, facilitando su lectura. En muchos observatorios solamente se registran las temperaturas más altas y las más bajas, por lo que a veces se utiliza tan sólo un termómetro de máximas y míni­ mas. Este aparato consta de dos termómetros, uno que muestra el registro más alto, y otro que recoge el más bajo. Otro aparato que facilita el trabajo es el termómetro registrador (termógrafo) el cual presenta un registro con­ tinuo de las temperaturas del día (termograma) sobre papel milimetrado dispuesto sobre un cilindro de movi­ miento de rotación lento. La figura 5.2 muestra los trazos típicos correspondientes a varios días de registro. Cuando las temperaturas máxima y mínima de un día dado son sumadas y divididas entre dos, obtenemos la temperatura media diaria. Las temperaturas medias dia­ rias, a lo largo de un mes, una vez realizado el promedio nos da la temperatura media mensual. Haciendo el pro­ medio de las medias diarias o mensuales, durante un año, nos resulta la temperatura media anual. Normalmente cales promedios son recopilaciones de registros efectua­ dos durante años de observación, los cuales son utiliza­ dos para la descripción del clima del observatorio y su área circundante. En todos los países del mundo, a excepción de los Estados Unidos, se utiliza la escala Celsius ( C) de tempe­ ratura. En ella, los o·c corresponden al punto de congela­ ción del agua, y los 100 ·e a su punto de ebullición; es la escala utilizada en Física, Química y Meteorología. En EE.UU. se utiliza la escala Fahrenheit (F), donde el punto de ebullición del agua es de 212ºF y su puoco de congelación son 32ºF (figura 5.3).

F

FIGURA 5.3.

=

Ciclos diarios de insolación, radiación neta

y temperatura del aire

Puesto que la tierra gira sobre su eje, la insolación y radiación neta sufren unos ciclos diarios de cambio. És­ tos producen otro ciclo de aumento o descenso de tem­ peraturas con los cuales estamos familiarizado!'. Examina­ remos ahora los ciclos de cada uno de los tres elementos citados para determinar su relación. Las gráficas de la figura 5.4 muestran las curvas de insolación, radiación neta y las temperaturas del aire diarias, de forma generali­ zada,· para un observatorio de latitud entre 40 y 45" N situado en el interior de Estados Unidos. La gráfica A nos muestra la insolación (ly/min). Duran­ te los equinoccios, la insolación comienza en una hora próxima al amanecer (6 h, hora local), se eleva hasta un valor máximo durante el mediodía, y declina hasta cero al atardecer (18 h). En el solsticio de junio, la insolación comienza dos horas más temprano ( 4 h) y finaliza más tarde (20 h). El máximo en este mes es mayor que en los equinoccios, y el total de insolación durante el día es mucho mayor, también. La intensidad máxima y la insola­ ción diaria total se reducen enormemente en invierno. La insolación, incluyendo tanto la de los rayos solares como la radiación de onda corta procedente del espacio, se puede medir de forma continua mediante el piranó­ metro (figura 5.5). Unas células sensoras colocadas en el interior de una esfera de cristal reciben radiación proce­ dente de todo el hemisferio celeste. Este aparato es de uso común en los observatorios. La gráfica B de la figura 5.4 corresponde a la radiación neta en las mismas unidades que en el caso anterior. Ésta alcanza valores positivos (excedente) poco después del amanecer elevándose de forma brusca hasta el mediodía, que presenta un máximo. A la caída de la tarde, poco después de la puesta de sol, se obtienen valores de cero, alcanzándose más tarde valores negativos (déficit). Éstos se presentan de forma continua durante todas las horas de oscuridad. En el solsticio de junio, el excedente de radiación comienza más temprano que durante los equi­ noccios, generando un excedente diario mayor. Durante el solsticio de diciembre el período con valores positivos es menor, por lo que su excedente también será así. En esta época, a causa de que el déficit del período nocturno es mayor, sobrepasa el excedente, por lo que la radiación neta diaria será una pequeña cantidad negativa (más ade­ lante investigaremos el ciclo anual de radiación neta). La gráfica C de la figura 5.4 refleja el promedio del ciclo diario de temperatura. El valor mínimo diario se obtiene poco después del amanecer, correspondiendo al inicio del excedente de radiación. El calor fluye hacia arriba, desde la superficie del suelo, calentando las capas bajas de aire. La temperatura se eleva bruscamente duran-

% C +32

Comparación entre las escalas de temperaturas Celsius y Fahrenheit.

Ciclos diarios de insolación, radiación neta y temperatura del aire

79

1.HInsolación 1,0 ly/min 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,0 L M 1,0 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1

O,O

A

2

4

4

6

8

10

M

Radiación neta ly/min

-

8

Déf.ICI·t

-0 1 -0:2--4 M 2 30 25.

·e

6

6

8

4

6

8

10

M 80

Solsticio 21 de junio

20

FIGURA 5.5. El piranómetro es un instrumento que mide Ja intensidad de radiación solar y la del espacio. (Cortesía de Weather Measure Corporation, Sacramento, California.)

70

15 ........_ _•.

60

10

50

Min.

.....___ 5 �in.

40

o -::---- .

� 22 -10 M

. 30

Min. Solsticio de diciembre

-5 -

i

2

4

1

6

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8

ºF

20 1

10 Medio 2 día

. 10 4

6

8

10

M

FIGURA 5.4. Gráficas ideales de Jos ciclos diarios de insolación, radiación neta y temperatura del aire para un observatorio situado en latitud media y en el interior de los Estados Unidos.

te la mañana, y continua aumentando después de que se haya alcanzado el máximo de radiación neta. Deberíamos esperar, de hecho, que la temperatura ascendiese tanto como el excedente de radiación, y entonces, poco antes del atardecer, obtendríamos un máximo de temperatura. Sin embargo, después del mediodía se pone en funciona­ miento otro proceso: mediante remolinos se mezclan las capas bajas de aire distribuyendo hacia capas superiores el calor sensible, compensándose la subida de las tempe­ raturas y atrasando el máximo térmico hasta las 15 h (el máximo térmico diario varía, según las condiciones cli­ máticas locales, entre las 14 y las 16 h). Durante la puesta de sol, la temperatura del aire baja rápidamente, y conti­ núa decreciendo, pero con menor grado, durante el resto de la noche. En latitudes altas y medias, se dan fuertes contrastes estacionales en lo que se refiere a la gráfica de las temperaturas del aire, con un despliegue positivo con las cálidas temperaturas de verano y en sentido inverso con las temperaturas invernales. Todo ello se constituye en un ciclo anual de temperaturas, el cual será examina­ do posteriormente. En este punto se debería observar que durante el solsticio de verano, la hora en que obtene­ mos un mínimo térmico ocurre con dos horas aproxima-

80

damente de antelación con respecto al mismo fenómeno durante los equinoccios. La hora de máxima temperatura diaria no resulta muy afectada por el ciclo estacional. Para simplificar, en la gráfica C de la figura 5.4 el máximo lo hemos localizado a las 15 h a lo largo del año. Radiación solar y temperaturas del aire en altas latitudes

El rápido decrecimiento de la densidad de la atmósfera con el incremento de altura, trae consigo mayores cam­ bios en el medio, referentes a la radiación y al calor a nivel de la superficie terrestre. Recordemos que en el capítulo 3, en la figura 3.5, la presión disminuía cerca de 1/13 de sí misma, cada 275 m ascendidos. Así, a los 4.600 m -altura semejante a la de las cimas de las cordilleras occidentales de los Estados Unidos- la presión es tan sólo de 570 mb, es decir, aproximadamente algo más de la mitad de su valor a nivel del mar. Las medidas de radiación solar a una altura entre 3.600 y 4.300 m, tomadas en zonas próximas a las cumbres situadas en la región desértica en una línea que separaría los estados de California y Nevada, muestran unos valores máximos, durante el mediodía, de 2,0 ly/min bajo unas condiciones de cielos despejados. Comparemos éste, con un máximo de 0,7 ly/min valor típico para un observato­ rio situado a nivel del mar, en latitudes medias y con un clima húmedo. En la localización montañosa, el máximo de radiación neta para todo tipo de ondas es aproximada­ mente de 1,6 ly/min, un valor tres veces superior al obtenido a nivel del mar. Naturalmente en los datos de este último se incluyen días con cielo nuboso como también con cielo despejado, mientras que en la montaña las mediciones adquiridas corresponden tan sólo, a cie­ los despejados. No obstante, la gran intensidad día-hora de la radiación que entra, así como la que se pierde, para elevadas alturas, es considerable. El incremento de radia­ ción solar que entra en estos lugares tiene unas hondas consecuencias sobre las temperaturas del aire y las del suelo. Las superficies expuestas a la luz solar se calientan rápida e intensamente; las superficies umbrías se enfrían Calentamiento y enfriamiento en la superficie terrestre

m 5000

4000

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FIGURA 5.6. Temperaturas máximas y mínimas diarias para observatorios de montaña en Perú, latitud 15º S. Los datos. La constancia del período de observación está recogida en los primeros 15 días de julio para todos ellos (datos procedentes de Mark Jefferson)_

de forma rápida, también, y rigurosamente. De ello pode­ mos concluir la celeridad en cuanto el calentamiento del aire durante el día y la celeridad de su enfriamiento durante la noche en puntos situados en alta montaña. Este efecto producido por la altitud, se muestra claramen­ te en el aumento de la amplitud térmica diaria, la cual se puede leer de izquierda a derecha en la figura 5.6. El contraste entre superficies de solana con las de umbría, se refleja de forma notable en las grandes alturas. Se ha podido calcular una diferencia que oscila entre 22 a 28º C en las temperaturas de objetos situadas en una o en otra vertiente. La figura 5.6 ilustra también cómo las temperaturas medias mensuales decrecen con el incremento de altura. Se ha utilizado un mismo período quincenal, del mes de julio, para todas las estaciones. Para un ascenso total, desde el nivel del mar, de 4.380 m, la media de la temperatura del aire disminuye cerca de 17° C. Ciclo diario de la temperatura del suelo

El ciclo diario de la temperatura del aire puede estar estrechamente relacionado con la temperatura de la su­ perficie terrestre, tal como refleja la figura 5.7. Bajo la acción directa de los rayos solares, un suelo desnudo o pavimento, se calienta a unas temperaturas superiores que las que se podrían leer en un termómetro protegido. Por la noche, se enfrían, también, mucho más que el termómetro colocado dentro de la protección. Estos efec­ tos son significativamente menores en un suelo que dis­ pone de una cobertura vegetal donde los suelos están sombreados y mantienen su humedad. En el suelo desér­ tico, y sobre los pavimentos de las calles de una ciudad, las temperaturas que se alcanzan son extremas. Las temperaturas del suelo desempeñan un papel im­ portante en los ritmos estacionales de la fisiología de las plantas y en la actividad biológica general del suelo. Los edafólogos, científicos del suelo, consideran este ele­ mento como un factor fundamental en la determinación de sus propiedades. Tal como sugiere la figura 5.7, el Inversión de temperaturas y heladas

ciclo diario de temperaturas del suelo mostraría una ma­ yor variación en superficie, mientras que disminuiría esta oscilación gradualmente a medida que profundizásemos. Inversión de temperaturas y heladas

En las noches con cielo despejado y aire encalmado, la superficie terrestre irradia energía de onda larga hacia la capa atmosférica adyacente. Tal como hemos explica­ do anteriormente, cuando la temperatura del suelo decae rápidamente, la capa de aire en contacto con ella lo hace también. Cuando la temperatura aumenta, en vez de dis­ minuir, con la altura, como la figura 5.8 muestra, la gráfica del gradiente vertical del medio sesga hacia la izquierda, como una "J". En el ejemplo, la temperatura del aire en la superficie, punto A, es de -1 · C. Este valor corresponde también para el punto B, a 750 m por en· cima. A medida que nos elevamos desde el nivel del suelo, la temperatura cada vez es más cálida hasta los 300 m, donde la curva inflexiona y sigue el gradiente vertical normal del medio. La parte inferior de la gráfica, que sigue un gradiente invertido al normal, se le denomina inversión térmica a bajo nivel. En el caso expuesto, la temperatura de la capa más inferior de aire ha disminuido por debajo del punto de congelación, o· C. Para las plantas sensibles constituye la muerte por congelación si ocurre durante el período de crecimiento. Las heladas se pueden evitar, por ejem­ plo, en el crecimiento de los cítricos, poniendo en fun­ cionamiento el aire en circulación que mezclaría el aire frío con el cálido adyacente. Un método consiste en la utilización de calefactores por petróleo; otro se basa en el uso de grandes y potentes ventiladores que harían circu­ lar el aire. La inversión térmica en bajos niveles se puede formar sobre coberturas de nieve en invierno. Las inversiones de este tipo son importantes y a menudo se extienden a unos pocos centenares de metros de aire.

81

11 m

36 pies

Altura:

8 pies

5h

4 pies

m

8 h

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Hora local

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35

110

115 45

120 50ºC

Temperatura

Temperaturas del aire y del suelo a diferentes niveles sobre y bajo la superficie terrestre durante el día y la noche. Los datos son promedios de julio y agosto durante un único verano. La altura sigue una escala de raíz cuadrática. (Datos procedentes de Quartermaster Research and Development Branch, U.S. Army. Dibujo según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 4.18. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 5.7.

Ciclo anual de temperaturas 24

26

m

28

30

32

34

36

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40

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44ºF

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Aire frío

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FIGURA 5.8.

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Aire frío

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ºC

I nversión térmica a bajo nivel o terrestre.

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En su circunvolución alrededor del sol, la inclinación del eje terrestre provoca un ciclo anual en cuanto a la intensi­ dad de insolación, descrita en el capítulo 4. Éste es perceptible en el período de radiación neta, que genera un ciclo anual de temperaturas diarias y mensuales, pro­ duciéndose las diferentes estaciones climáticas. La figura 5.9 muestra un ciclo anual de radiación neta para cuatro observatorios situados desde el Ecuador hasta el Círculo Polar Ártico. La figura 5. 10 ilustra las tempera­ turas medias mensuales para estas mismas estaciones. Comenzando por Manaus, ciudad situada en el río Ama­ zonas en Brasil, comparemos la gráfica de radiación neta con la de la temperatura del aire. En Manaus, cerca del Ecuador, la radiación neta refleja un gran excedente mensual; el promedio de remanente está próxiijlo a los 200 !y/día, pero hay dos máximos secundarios que coin­ ciden, poco más o menos, con los equinoccios, cuando el sol está próximo a la vertical. Una mirada a la gráfica de las temperaturas nos muestra una uniforme monotonei­ dad, con un término medio de 27° C anual. La oscilación térmica anual, o la diferencia entre las temperaturas medias mensuales más altas y las más bajas, es tan sólo de l,T C; en otras palabras, un mes es similar al siguiente, Calentamiento y enfriamiento en la supet:ficie terrestre

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FIGURA 5.9. Radiación neta para cuatro observatorios dispuestos entre la zona ecuatorial y la zona ártica (datos cedidos por cortesía de David H. Miller) . ºF 100

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90

Viajemos por último hasta Yakutsk, Siberia, situado a una latitud de 62º N. Durante Jos largos y oscuros invier­ nos existe un déficit energético; dura cerca de seis me­ ses. A lo largo de este período las temperaturas del aire decaen hasta unos niveles muy bajos. Para los tres meses de invierno, la temperatura media mensual se encuentra entre los -35º C y los -45" C. Yakutsk es uno de los puntos más fríos de la tierra. En verano, cuando la luz diurna dura casi 24 horas, el excedente de energía sube hasta un punto máximo, alcanzando los 300 !y/día, un valor más alto que para las otras tres estaciones. Como resultado, las temperaturas del aire muestran en general una gran oscilación, alcanzándose en los meses de vera­ no valores superiores a los 13 ºC. En julio la temperatura es semejante a la de Hamburgo. La amplitud térmica anual en Yakutsk es enorme -más de 61 • C-. No existe otra región en la tierra, excepto el Polo Sur, que tenga una oscilación anual tan alta. La amplitud térmica anual es grande también en los desiertos interiores de las zonas subtropicales, a caballo entre los Trópicos de Cáncer y Capricornio. La figura 5.11 ilustra las temperaturas mensuales del aire en una esta­ ción de Argelia, en el corazón del desierto del Sáhara. Se muestra también en la gráfica el valor de las medias máximas y mínimas diarias y el valor de las medias de las temperaturas más altas y más-bajas del mes. Ciclo anual de la temperatura del suelo

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Meses

FIGURA 5.10. Ciclos anuales de las temperaturas medias mensuales para los mismos observatorios que en la figura 5.9.

no existiendo diferencias estacionales en cuanto a tem­ peraturas. La próxima estación es la de Aswan, en la República Árabe de Egipto, en el río Nilo. Situada a una latitud de 24º N, nos encontramos en un desierto muy seco. La curva de radiación neta tiene un fuerte ciclo anual y el exce­ dente es muy grande cada mes, sobrepasando lqs 250 !y/día en junio y julio, y disminuyendo hasta algo menos de 100 !y/día en diciembre y enero. La gráfica de la temperatura refleja un ciclo anual similar y con una am­ plitud térmica de cerca de 17° C. Junio, julio y agosto son extremadamente cálidos con una temperatura de 32· C. Moviéndonos más hacia el norte, nos situamos en Ham­ burgo, en Alemania, con una latitud de 54• N. El ciclo de radiación neta está fuertemente desarrollado. El exceden­ te permanece cerca de nueve meses y hay un déficit para los tres meses de invierno. El ciclo térmico refleja una insolación total reducida para estas latitudes. Los meses de verano alcanzan máximas superiores a los 16º C; en los meses de invierno se alcanzan mínimas próximas al pun­ to de congelación, o· C. La amplitud anual es de 17° C.

Ciclo anual de la temperatura del suelo

La amplitud térmica anual y la media anual de temperatu­ ra del suelo son factores importantes en la formación de diferentes tipos de suelos. El ciclo anual de calentamien­ to o enfriamiento del suelo está ilustrado con datos pro­ cedentes del observatorio de Long Island, Nueva York, latitud 41º N (figura 5. 12). El suelo es arenoso y poroso. A una profundidad de 0,75 m, el ciclo anual está muy ·e 60

ºF 140

130

120

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Máxima mensual absoluta

110

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100

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• Registro sobre

Registros

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FIGURA 5 . 1 1 . Datos de las temperaturas mensuales del aire para Bou-Bernous, Argelia, a una latitud de 27º 30' N en el corazón del desierto del Sáhara, en el norte de África.

83

Equinoccio

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Solsticio

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FIGURA 5.12. Temperaturas det suelo registradas durante un año en North Station, Brookhaven, Long Island, Nueva York. (Datos procedentes de I.A. Singer y R.M. Brown, 1956. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row, Publishers, figura 14.5. Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.)

contrastado con una oscilación térmica de 25º C; ésta dis­ minuye con la profundidad mientras el máximo térmico se retrasa también con ella. A 6 m de profundidad, la época más cálida se da en noviembre. Las menores irre­ gularidades en cuanto a temperaturas a poca profundidad reflejan los efectos de las lluvias que hacen descender la temperatura del suelo; y los cortos períodos con tempera­ turas más cálidas o más frías, que son normales para este tipo de clima. Se podría suponer que para un clima determinado existe una profundidad por debajo de la cual la tempera­ tura del suelo o del substrato permanece inalterable a lo largo del año, y que ésta estará relacionada con las tem­ peraturas medias del aire cercanas a la superficie terres­ tre. Los hechos corroboran esta suposición. Por ejemplo, la temperatura del aire en Endless Caverns, Virginia, es constante a lo largo del año (13º C de promedio) y ésta es solamente algo superior a la temperatura media del suelo que es de 11 º C. La constancia excepcional de las tempe­ raturas subterráneas hace del suelo un medio extraño, no habitual, para los animales que viven en la oscuridad total de las cuevas calizas.

-Norte y Sur- que ilustran la figura 3.9, observamos que el boreal extiende alrededor del mar polar todas las masas continentales, mientras que el austral muestra jus­ tamente lo opuesto -un continente centrado en el Polo, rodeado de una vasta extensión oceánica-. El continente americano forma una gran barrera en dirección norte-sur entre los océanos Atlántico y Pacífico. Los continentes de Eurasia y África configuran otra gran barrera en la misma dirección. Los océanos y los continentes se comportan de desigual manera ante la absorción de energía radiada. Las superficies terrestres actúan de forma opuesta a las superficies marinas. Un importante principio que lo defi­ ne es: una masa de agua extensa y profunda se calienta y se enfría mucho más lentamente que un cuerpo sólido, cuando ambos están sometidos a una misma intensidad de insolación. El lento ascenso de las temperaturas en las superficies acuosas se puede atribuir a (figura 5.13):

Contrastes de temperaturas entre superficies terrestres y marítimas

1. La radiación solar penetra en el agua, distribuyendo el calor por toda la masa líquida. 2. Al elevado calor específico del agua, 1 gramo de agua se calienta mucho más lentamente que 1 gramo de roca. 3. Mediante remolinos, el calor se distribuye hacia las profundidades de la masa líquida. 4. La evaporación enfría la superficie del agua.

La desigual distribución de continentes y cuencas oceáni­ cas confieren a nuestro planeta una gran diversidad de climas. Mirando de nuevo los dos hemisferios terrestres

De forma contrapuesta, el rápido aumento de las tem­ peraturas de la superficie terrestre se debe a otras cuatro causas:

84

Calentamiento y enfriamiento en la superficie terrestre



25 20 15

Equinoccio M'in

10

o

-5 Insolación

Contrastes de calentamiento entre continentes

l. El suelo o Ja roca son cuerpos opacos,

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lo° cual concen­

tra el calor en una capa superficial, con poca transmi­ sión de calor hacia su interior. 2. El calor específico de la materia mineral es menor que el del agua. 3. Si el suelo está seco, es un mal conductor del calor. 4. No existen mezclas entre el suelo y el substrato.

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FIGURA 5.13. y océanos.

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FIGURA 5.15. Ciclos anuales de las temperaturas medias mensuales del año para dos estaciones situadas a una latitud de 50º N: Winnipeg, Manitoba (Canadá); islas Scilly ( Inglaterra). E

Los contrastes entre tierras y mares se pueden observar en las dos curvas correspondientes a las temperaturas diarias del aire, figura 5.14. El Paso, Texas, constituye un ejemplo de un desierto interior situado en latitudes me­ dias: Ja humedad del suelo es baja, Ja vegetación dispersa y Ja cobertura nubosa es nula. Como respuesta a un calentamiento o enfriamiento de la superficie terrestre, las temperaturas del aire presentan una oscilación media diaria de 11 a 14º C. North Head, en Washington, es una estación costera fuertemente influenciada por el aire pro­ cedente del océano Pacífico, por el predominio de los vientos del Oeste; por consiguiente, esta localidad ejem­ plifica un ambiente con temperaturas marítimas. La osci­ lación térmica diaria es de 3º C o menos. Las nieblas persistentes y Ja cobertura mucosa contribuyen a ello. Relacionado con todo esto, Ja figura 5.2 muestra el mis­ mo contraste ambiental cuando comparamos el registro térmico de San Francisco con el de Yuma. El principio de contrastes en el caldeamiento o enfria­ miento de las superficies sólidas o líquidas explica tam­ bién las diferencias en cuanto a ciclo anual de temperatu-

M

A

M

A

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N

D

ras entre observatorios situados en Ja costa o en el interior. La figura 5. 15 muestra el ciclo anual de tempera­ turas medias diarias para dos localidades situadas en, aproximadamente, Ja misma latitud, con un período de insolación similar para ambas. Por un lado, Winnipeg, Manitoba (Canadá) situada en el corazón del continente norteamericano. Por otro, las islas Scilly, Inglaterra, ex­ puestas a Ja influencia del océano Atlántico. Aunque la máxima insolación se da en verano, Ja tem­ peratura más cálida del año para las regiones interiores se obtiene un mes más tarde, pues se mantiene el excedente de radiación neta y Ja energía calorífica continúa fluyen­ do hacia Ja tierra a mediados de agosto. La tempera­ tura máxima, correspondiendo con la mayor emisión de radiación de onda larga desde Ja tierra hacia el exterior, está consecuentemente retrasada. (Teniendo en cuenta que este ciclo es aplicable a latitudes medias y altas pero no para las regiones comprendidas entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio.) Del mismo modo, Ja época más fría del año, para extensas zonas, es enero, un mes después del solsticio de invierno, pues el déficit de F radiación neta persiste y la tierra continúa perdiendo :alor incluso cuando comienza a aumentar el tiempo de 9o insolación. Sobre Jos océanos existen dos diferencias:



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FIGURA 5.14. Promedio de ciclos diarios de temperaturas para cuatro meses diferentes; la oscilación diaria y los . contrastes estacionales son importantes para un observatono situado en el interior del continente en El Paso, Texas, pero en lugares próximos a la costa son muy suaves, por ejemplo, en North Head, cercano al océano Pacífico.

M.

20

l . Las temperaturas máximas y mínimas se alcanzan apro­

ximadamente un mes más tarde que en tierra, en agos­ to y febrero respectivamente, pues las masas marinas se calientan o enfrían mucho más lentamente que las masas terrestres. �- La amplitud térmica anual es menor que sobre las áreas terrestres, siguiendo Ja ley de las diferencias de temperaturas entre las superficies acuáticas y las conti­ nentales. Las regiones costeras están generalmente in­ fluidas por los océanos, en una magnitud tal que las temperaturas máximas y mínimas se obtienen más tar­ de que en el interior. Este principio queda reflejado a través de las temperaturas mensuales de las islas Scilly donde, por ejemplo, febrero es ligeramente más frío que enero (figura 5. 15). La figura 5.14 refuerza lo expuesto en Ja figura 5.15. La oscilación térmica anual en El Paso es de 20º C, mientras que en North Head es tan sólo de 8º C.

Contrastes de temperaturas entre supetficies terrestres y marítimas

85

80

40 30 20 10 o -10

-37° •-31º •

•g·

• 6º

FIGURA 5.16. Las isotermas se utilizan para realizar mapas de temperaturas. Cada línea conecta todos aquellos puntos que presentan el mismo valor.

Océano

FIGURA 5.17. Mapa esquemático donde se representa el desplazamiento estacional de una isoterma en cuanto a su latitud.

Mapas de temperaturas del aire

La distribución de las temperarturas del aire sobre exten­ sas zonas queda bien reflejado en un mapa de isotermas, es decir, líneas que conectan todos los puntos con la misma temperatura. La figura 5.16 corresponde a un mapa en el cual las temperaturas del aire han sido situadas en su correcto lugar. Pueden representar unas únicas lectu­ ras tomadas a la misma hora en cualquier lado, o bien pueden representar los promedios correspondientes a una serie de varios años de registros para un día o mes en particular, dependiendo de los propósitos del mapa. Generalmente las isotermas se representan con una diferencia entre línea y línea de 5 a 10º e pero pueden referirse a cualquier otro valor escogido. Lo realmente inter.esante de este tipo de mapas es que ilustran de forma clara los rasgos característicos de las temperaturas predominantes, perfilando claramente los centros de al­ tas y bajas temperaturas. Pautas generales de la temperatura del aire,

3.

4.

5.

a nivel del globo

Los mapamundis de temperaturas (Láminas B.l, B.2 y B.3) nos permiten comparar las condiciones térmicas en los dos meses más extremos -enero y julio- sobre las grandes áreas terrestres. Las pautas seguidas por las iso· termas se explican a partir de tres variables: 1) latitud; 2) contrastes entre continentes y océanos; 3) altitud. (Las corrientes oceánicas desempeñan un papel importante, pero secundario.) Los hechos importantes a identificar, cuando se inter­ preta este tipo de mapas, son los siguientes: l. La dirección de las isotermas es de este-oeste, con un

descenso de las temperaturas desde las zonas ecúato­ riales hasta los polos. Este hecho queda constatado sobre todo en el hemisferio austral, donde existe el gran Mar del Sur, que circunda el globo con una extensión uniforme de agua, mientras que el conti­ nente antártico se centra perfectamente en el Polo Sur. El comportamiento latitudinal de las isotermas se ex­ plica, naturalmente, por el descenso general en cuan­ to a intensidad de insolación y radiación neta desde el Ecuador hasta los polos. 2. Las masas continentales localizadas en las regiones árticas y subárticas se configuran como centros de bajas temperaturas en invierno. Nos referimos a los 86

lOºN

6.

continentes norteamericano y euroasiático, los cuales se manifiestan en este sentido en el mapa correspon­ diente al mes de enero. Las isotermas situadas sobre la zona ecuatorial, apenas cambian de posición entre enero y julio, y particular­ mente sobre los océanos. Este hecho refleja la unifor­ midad en cuanto a insolación anual en las regiones próximas al Ecuador. Desde enero a julio, las isotermas sufren una modifica­ ción de su posición sobre los continentes, en las lati­ tudes medias y subárticas, que es de norte a sur. La figura 5.17 ilustra esta aseveración. Sobre Norteaméri­ ca, lo hallamos bien definido: en enero la isoterma de 15º C yace sobre la Florida central; en julio esta misma isoterma, corta la orilla sur de la Bahía de Hudson y ondulando más hacia el norte del Canadá. La isoterma de 15º C sobre el continente euroasiático muestra también este efecto. Este cambio N-S de las isotermas se puede explicar a partir del principio de contrastes entre superficies continentales y oceánicas. Las tierras situadas en altura, presentan siempre tem­ peraturas más bajas que las tierras que las circundan. Un ejemplo de ello lo constituye la cordillera andina, que se extiende en el borde occidental de Sudaméri­ ca: las isotermas ondulan hacia la zona ecuatorial en forma de grandes dedos sobre esta alta cadena monta­ ñosa. Las regiones con nieves y hielos perpetuos están siem­ pre intensamente frías. Groenlandia y la Antártida for­ man los dos grandes casquetes de hielo. Observad cómo destacan como centros de bajas temperaturas tanto en enero como en julio, qo sólo porque sus superficies se encuentran a: alturas que superan los 3.000 m en sus centros, sino también porque sus neva­ das extensiones presentan un coeficiente de albedo elevado, es decir, que refleja gran parte de la insola­ ción recibida. El océano Ártico, por el contrario, sien­ do una cobertura de hielo flotante también mantiene las bajas temperaturas, pero durante el mes de julio son menos intensas que sobre el casquete groenlandés.

Oscilación anual de la temperatura del aire

En el mapamundi de la figura 5.18 se puede observar la oscilación térmica anual de las temperaturas del aire. Las líneas semejantes a las isotermas se denominan líneas "corange", y marcan las diferencias entre las medias men­ suales de enero y julio. Este mapa sirve a modo de Calentamiento y enfriamiento en la supetficie terrestre

FIGURA 5.18. Variación anual de la temperatura del aire. La información muestra las diferencias . entre los promedios de enero y de julio (fuente de info rmación: op. cit. en Lámina B.2) .

resumen de los conceptos que previamente hemos rese­ ñado. Obsérvense los siguientes hechos:

l . La oscilación térmica anual es muy grande en las zonas

árticas y subárticas de los continentes asiático y norte­ americano. Este efecto se halla bien reflejado en la gráfica de temperaturas anuales de Yakutsk (figura 5.10). 2. La oscilación térmica anual es moderadamente amplia en las regiones continentales de la zona tropical, pró­ ximas a los trópicos de Cáncer y de Capricornio. El norte y el sur de África y Australia son los ejemplos más ilustrativos de ello. En ellos la oscilación térmica es substancialmente más grande que sobre los océa­ nos adyacentes. 3. La oscilación térmica anual es muy pequeña sobre los océanos en las zonas ecuatoriales. En general, para todas las latitudes la amplitud térmica sobre los océa­ nos es menor que sobre los continentes. Este repaso a las temperaturas del aire en las diferentes áreas del globo forma los cimientos para un posterior conocimiento de los diferentes climas, tema que se desa­ rrolla en capítulos venideros. en las superficies marítimas

Diseño general de las temperaturas

En la figura 5.19 se resume, mediante dos mapas, el medio ambiente térmico de las superficies oceánicas, uno mostrando las temperaturas para el mes de agosto, y otro para el mes de febrero. Tal como se debería esperar, las isotermas adquieren una dirección este-oeste, gene­ ralmente, alrededor del globo, presentando valores máxi­ mos en el cinturón de bajas latitudes y declinando a Dióxido de carbono, polvo y cambios climáticos en el globo

medida que nos acercamos a los polos, Norte y Sur. Las grandes áreas de las zonas ecuatoriales mantienen unas temperaturas en superficie superiores a los 26º C. En aguas árticas y antárticas éstas rondan próximas al punto de congelación (Oº C). En latitudes medias hallamos una amplia gama a lo largo del año. Estas relaciones se muestran en la figura 5.20 mediante dos perfiles generalizados en los que se presenta la varia­ ción anual de temperaturas de las superficies marítimas, para los océanos Atlántico y Pacífico. Obsérvese que las máximas oscilaciones se hallan entre los 40º y so· latitud N y los 30 a 40º latitud S. La amplitud es mayor en las altas latitudes del hemisferio boreal, consiguiendo un máxi­ mo, debido a que el norte del Atlántico y del Pacífico están cercados por sendas masas continentales cuya pre­ sencia inhibe las mezclas de las corrientes oceánicas. Junto a esta razón anterior añadimos que las adyacentes masas continentales, Norteamérica y Eurasia, acentúan los contrastes de temperaturas entre verano e invierno. Los oéeanos Atlántico y Pacífico, en zonas próximas al paralelo 45º, se unen al Índico, formando un cinturón oceánico continuo -el Mar del Sur- en cuyas aguas el intercambio de calor por corrientes se efectúa de forma libre, no interviniendo extensión de tierra alguna, y en consecuencia sus temperaturas tendrán una menor osci­ lación anual que en el hemisferio septentrional. climáticos en el globo

Dióxi.do de carbono, polvo

y

cambios

Los cambios atmosféricos inducidos por el hombre pue­ den clasificarse en cuatro categorías con respecto a sus causas principales:

87

Agosto

Febrero

FIGURA 5.1 9. Temperaturas de las superficies marítimas, en ºC, para agosto y febrero. ( Datos procedentes de U.S. Navy Oceanographic Office, H . U. Sverdrup, 1942, y A. Defant, 1961. Basado en Goode Base Map. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publisher, figura 14. 13. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Oscilación anual Fº 20

11 11

1



9

10 15

FIGURA 5.20. Variación anual de las temperaturas medias en las superficies marítimas reflejado mediante dos gráficas correspondientes a los perfiles meridionales de los océanos Atlántico y Pacífico. (Datos procedentes de H . U . Sverdrup, M.N. Johnson, y R.H. Fleming, 1942, The Oceans, Prentice-Hall Englewood Cliffs, N .J.; pág. 1 30, figura 31. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publisher, figura 1 4 . 14 . Copyright 1963, 197 1 , por Arthur N. Strahler.)

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60

Calentamiento y enfriamiento en la supetjicie terrestre

ENERO

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20º

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30º

35º Celsius

11 1 1 1 1 1 60º 70º 80º 90º Fahrenheit

Temperaturas medias mensuales del aire para enero y julio en las regiones polares, norte y sur. Proyección estereográfica polar (fuente: op. cit. en Lámina 8.2).

Temperaturas del mundo

Lámina B.1

ENERO

J U LIO Temperaturas medias mensuales del año para enero y julio. Proyección Mercator. (Recogido por John E. Oliver, a partir de datos del observatorio de World Climatology Branch, oficina Meteorológica Tables of temperature, 1958. Her Majesty's Stationery Offlce, Londres, U.S. Navy 1955, Marine Cllmaltc Atlas, Washington D.C.; y P.C. Dalry; 1966. American Geophysical Union.)

Lámina B.2

Temperaturas del mundo

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40°

Presión atmosférica, media mensual y vientos predominantes en superficie para enero y julio. Las unidades de presión están en milibares y están reducidas al nivel del mar. Muchas de las flechas de los vientos se deducen a partir de las isobaras. Proyección Mercator. (Recogido por John E. Oliver de los datos publicados por Y. Mintz, G. Dean, R. Geiger y J. Blüthagen.)

Temperaturas del mundo

60º

Lámina B.3



Enero

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31.1

29.8

31.2

Presión atmosférica media y vientos predominantes para enero y julio en las regiones polares norte y sur (misma fuente de datos que en la lámina B.3).

Lámina B.4

Presiones y vientos tkl mundo

Cirros dispuestos en bandas anchas, paralelas, indicando la presencia de la corriente en chorro en altura (Arthur

N.

Strahler).

Arriba: Cirros fibrosos o "colas de yegua"; debajo: Cúmulos de buen tiempo (Arthur

N.

Strahler).

Cirrocúmulos formando un típico cielo aborregado (Arthur

N.

Altocúmulos (Arthur

N.

Strahler).

Strahler).

Masa de Estratocúmulos siguiendo el paso de un frente frío (Arthur

N.

Strahler).

Capa de Altoestratos, adelgazándose al fondo (Arthur

N.

Nubes

Strahler).

Lámina B.5

En la parte inferior de este Cumulonlmbos, se produce lluvia torrencial. North Rim del Gran Cañón. (Arthur N. Strahler). Células tormentosas activas produciendo nubes de tipo Cumulonimbos, al sur de las Rocosas (Arthur N. Strahler).

Chubascos cayendo de una tormenta debilitada, Dakota del Sur (Arthur N. Strahler).

Una sucesión de rayos recogidos con un cierto tiempo de exposición (Arthur N. Strahler).

Smog de origen fotoquímico penetrando en el profundo cañón en las montañas de San Gabriel, cercanas a los Ángeles, California (Arthur N. Strahler). Niebla costera sobre Santa Bárbara, California, confinada a la capa de aire marino, húmedo y frío.

Lámina B.6

Tormentas, niebla, smog

Vista desde el aparato espacial Apolo 9. Las cimas de los grandes Cumulonimbos sobre la selva amazónica de Sudamérica muestran unos modelos concéntricos. En el momento en que cada célula de tormenta asciende y alcanza lo alto de la troposfera, la nube de hielo se extiende horizontalmente. Las tormentas de este tipo suelen ser estacionarlas (NASA AS 9-19-3026).

En esta vista obtenida por el Géminis sobre Alabama, Georgia, y Carolina del Sur, se observan largas alineaciones de Cúmulos paralelos al flujo de viento regional. Sobre la línea del horizonte, las capas altas de la. atmósfera, con el aire rarificado, producen una banda resplandeciente azulada que emerge sobre el oscuro espacio exterior (NASA S-65-45697).

El huracán "Gladys" fotografiado desde el Apolo 7, el 17 de octubre de 1968, a una altura de 180 km. Bandas de nubes de tipo Cumulonimbos se disponen en espiral alrededor del ojo central. Las manchas coloreadas de nubes extensas y planas son capas de Cirrostratos resultado de la ascendencia del aire, en las células de convección, que llegan a la cima y se extienden (NASA AS7-7-1877).

La atmósfera desde el espacio

Lámina B.7

Planeta tierra fotografiado en 1972 por los astronautas de la misión del Apolo 17 en su trayectoria hacia la luna. Quedaban pocos días para que la tierra estuviese en el solsticio de diciembre, con el hemisferio sur presentando su cara al sol. África está perfectamente delimitada en la parte central y superior del disco, sus cinturones desérticos norte y sur, de color marrón rojizo, están manifiestamente sin nubes. La intermediación de la zona ecuatorial sobre el continente revela una franja verde, de vegetación, entre parches de nubes. Las tormentas ciclónicas forman una alineación blanca sobre el azul de los mares del sur. La Antártida con su espacio de nieves y nubes formando una masa blanca compacta (NASA 72-HC-928).

Vista desde un satélite de órbita sincrónica terrestre rondando sobre el Ecuador a una altura de 36.200 km. La tierra en un día pasa por lil fase de iluminación semejante a las de la luna durante un mes sinódico (el mediodía corresponde a la luna llena). El punto central de la foto recae sobre la desembocadura del río Amazonas, en Brasil. Podemos observar también la parte más occidental de África en el margen superior, a la derecha de la fotografía. (Applications Technology Satellite photo, 1 967. NASA 67-HC-767.)

Lámina B.8

La tierra en el espacio

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FIGURA 5.2 1. I ncremento del dióxido de carbono atmosférico, observado hasta 1980 y proyectado para el siglo XXI.

80

1900

20

40

60

80

2000

20

40

atmósfera por quema de combustibles fósiles. De éstos, menos de gigatón, y quizás tan sólo 0 , 5 gigatones, está siendo absorbido y retenido por los océanos. El papel de los vegetales en el balance de C02 es en estos momentos de destrucción y quema de bosques, algo incierta. Por un lado, añade C02 a la atmósfera, mientras que por otro el crecimiento de nuevo' bosques lo elimina de ella. Re­ cientes estimaciones situan la máxima aportación de C02 a la atmósfera por fuentes terrestres, en aproximadamen­ te 2 gigatones; pero también se considera posible que éste sea menor y que la superficie terrestre pueda retirar actualmente más C02 que lo que aporta a la atmósfera. Sintetizando estas estimaciones y llevándolas por el lado pesimista, parece más probable que el incremento anual cie C02 a la atmósfera oscile entre un mínimo de 2 gigatones hasta un máximo de 4 o 5. De esta forma, la duda se mantiene: el contenido de C02 en la atmósfera seguirá creciendo sustancialmente. Consideremos ahora los efectos ambientales que se pueden anticipar por un incremento de C02 atmosférico. Debido a que el C02 es absorbente y emisor de la radia­ ción de onda larga, su presencia en altas proporciones tenderá a elevar el nivel de absorción de este tipo de radiación emitida al exterior, produciendo un cambio en el balance energético y comportando un alza en la tem­ peratura del aire en la troposfera. En 1 979 un grupo de científicos convocados en la Academia Nacional de las Ciencias, apoyó esta conclusión y estimó que doblando la cantidad de C02 atmosférico causaría un calentamiento medio, de aproximadamente 3º C, con un error posible de 1 ,5° C de más o de menos; esto está siendo corrobora­ do por recientes evaluaciones. Se acepta generalmente que un calentamiento conducirá a significativos cambios en los modelos climáticos regionales, como por ejemplo la distribución de las precipitaciones. Por otro lado, los puntos sobre los cuales estos cambios operarían son alta­ mente inciertos actualmente, pues se hallan involucrados diferentes factores. Una mayor incertidumbre yace en la predicción de la rapidez de cómo responderá la masa oceánica a un incremento de C02. Parece probable que se necesite un considerable tiempo de inercia, por lo

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60

l . Cambios en las concentraciones d e los componentes

gaseosos de las capas inferiores de la atmósfera.

2 . Cambios en el contenido de vapor de agua de la

troposfera y estratosfera. 3. Alteraciones en las características superficiales de tie­

rras y océanos de forma que afectan las interacciones entre la atmósfera y estas superficies. 4 . Introducción de substancias sólidas finamente dividi­ das en las capas bajas de la atmósfera, junto con gases que, en un ambiente no contaminado, no se suelen hallar en cantidades importantes. Bajo las condiciones preindustriales de las últimas cen­ turias, el contenido de dióxido de carbono (C02) en el aire se mantenía en un nivel próximo a 0 ,0294 % de su volumen, o lo que es lo mismo 294 partes por millón (p. p.m. ) . El problema medioambiental empezó cuando el hombre comenzó a extraer y quemar combustibles fó­ siles (carbón, petróleo, gas natural), los cuales habían estado previamente enterrados en la corteza terrestre. La quema de este tipo de combustibles libera a la atmósfera C02 y agua, junto con una importante cantidad de calor. Durante los últimos 1 20 años ( 1 86 0 - 1 980) el contenido de C02 en la atmósfera se ha incrementado en un 1 3 % del volumen, alcanzando unas cotas de 334 p.p.m. en 1 979. Tal como aparece en la figura 5 .2 1 , la progresión durante este período, el cual fue lento al principio, se incrementó enormemente al final. Una proyección futura del aumento en la curva actual de este elemento, estima para el año 2000 una cantidad de 380 p.p.m. En ese momento el contenido de C02 en la atmósfera habrá crecido un 35 % sobre el valor inicial de 1 860. Para el año 2030 se predice el doble de esta cantidad si la quema de combustibles fósiles continúa incrementándose a un pro­ medio del 4 % como el actual. Se podría demorar este aumento hasta el año 2050 con una reducción a la mitad de la proporción actual de consumo de combustible y se podría retrasar hasta bien entrado el siglo X X I I si se mantuviese a un ritmo como el actual. En la elaboración de tales predicciones, los investiga­ dores también han tenido en cuenta los posibles meca­ nismos por los cuales parte de la proporción de C02 adicional podría ser absorbida y almacenada permanente­ mente en otro tipo de lugares diferentes a la atmósfera. Las estimaciones más corrientes son que cerca de 5 millo­ nes de toneladas (5 gigatones) de C 02 son liberadas a la Dióxido de carbono, polvo y cambios climáticos en el globo

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FIGURA 5.22. Cambios en la temperatura media del año para el globo desde 1880 a 1980. La gráfica muestra los promedios para períodos de 5 años consecutivos basados en datos procedentes de observatorios, sobre un total de 40 divisiones equiáreas en cada hemisferio. (Datos procedentes de ] . Hansen et al., Science, vol. 2 1 3, p. 96 1 , figura 3. Copyright 1 98 1 . Asociación Americana para e l Desarrollo d e las Ciencias.)

1880

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FIGURA 5.23.

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20

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1 900

20

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60

80

2000

Reconstrucción de l a desviación de las temperatu ras en e l hem isferio norte a

partir del valor m e d io del período

basado en el análisis de m u estras de a n i l los d e

árboles tomadas en su límite septentrional e n Norteamérica. ( C o rtes ía de Gordon C . jacoby del Laboratorio para e l Estudio de A n i l los de Árboles del Observatorio G e o l ógico La m o n t - Doherty de l a U n i versidad de C o l u m bia . )

que algunos investigadores están inqui etos , pues todavía no se ha sentido este efecto de calentamiento.

chos otros gases en la creación del efecto invernadero. Denominados " gases indicadore s " , su efecto es cons ide­

Miremos los datos de la temperatura dispon ible para

rab l e , incluso en pequeñas cantidades. La lista inclu ye :

ver si ha existido un incremento global de temperatura,

metano , óxidos de nitrógeno, ozono y halocarburos. Los

paralelo a un aumento de C 0 2 . La figura 5 . 2 2 m u estra las

dos ú l timos han sido estudiados en el Capítulo 3 en

fluctuaciones de la temperatura media del aire a nivel

conexión con la capa de ozono. En cuanto al metano, su

mundial para e l pasado siglo, calcu lada del mismo modo

rápido crecimi ento en los pasados 200 años ha sido reco­

que para 1 98 1 , por científi cos del Goddard I nstitute for

gido en las capas internas de los hielos de la Antártida y

Space Studies de la NASA. Desde 1 880 hasta 1940, cuan­

Groenlandia. Existe la pos ibil idad de que el incremento

do e l consumo de combustible fósil fu e creciendo rápi·

en los gases " indicadores" pueda tener un efecto de


refuerzo que podría hacer algo más que doblar la tempe­

c o m o si respondiese a u n incremento de C 0 2 . Después

ratura predicha por e l papel del C02 solamente. Deberán

de 1 94 0 , sin embargo, declinó a pesar del alza en el

pasar m u c hos años de investigación antes de l l egar a un

consumo de fue ! . Cerca de 1 96 5 otra tendencia creciente

consenso, sobre todo cuando e l medio ambiente mundial

se puso de nuevo en marcha. La fe cha sugiere que algún

reciba de lleno el impacto producido por e l hombre .

otro factor diferente al del incremento de C02 pueda

Repaso al medio ambiente térmico

estar imponiendo su efecto sobre l a temperatura global . Como tentativa de conseguir un mejor cuadro de los cambios c l i máticos durante las dos anteriores centurias,

En este capítulo hemos cubierto un factor medioamb ien­

científicos de la Lamont- Doherty Observatory of C o l u m ­

tal importante para los seres vivo s : e l calor que se registra

b i a fu ndaron un laboratorio para e l estudio de los anil los

por el termómetro es un ingrediente esencial del c l i ma.

de los árboles y la mediación de la respuesta a la tempe­

Todos los organismos responden a los cambios térmi­

ratura de los árboles viejos de Norteamérica que se reve­

cos d e l medio que les circunda, ya sea el aire , ya e l suelo

len en sus ani l l os de crecimiento anua l . La gráfica resul­

o e l agu a . Los geógrafos estudian los registros de la

tante basada en cientos de árboles de docenas de lugares

temperatura del aire c u i dadosamente y están interesados

a l o largo de una línea septentrional de árboles de este a

en los valores medios basados en informaciones de largos

oeste ( l ím i te subártico de crecimiento de árboles) se

períodos de observaci ó n . Los ciclos de los cambios de la

il ustra en la figura 5 . 2 3 . Desde 1 880 hasta el presente, l a

temperatura del aire son parti c u l armente importantes en

traye ctoria ascendente y su posterior inversión son s i m i ­

e l medio ambiente térmi c o . Las variantes diarias y esta­

lares a l o s de l a Figura 5 . 2 2 . Mirando m á s hacia e l pasado,

cionales se pueden explicar por ciclos: las variantes de

se reve la, sin embargo, otro ciclo de ascendencia y decli·

insolación y radiación neta. Además de estos ritmos astro­

ve. E l punto bajo situado hacia 1 840 corresponde a la

nómicos tenemos el importante efecto de l a latitud. Una

bien conocida "pequeña edad del hie l o " , l a cual se en­

zonalización de l os ambientes térmicos desde el Ecuador

cuentra bien reflejada por e l avance de los glaciares de

a los polos es uno de los hechos más sobresalientes en

los Alpes europeos (capítulo 2 1 ) . C i clos semejantes de

los c l imas del globo. Pero igualmente importante es la

calentamiento o enfriamiento -cada uno dura aproxima­

existencia de grandes extensiones continentales, espe­

damente de 1 50 a 200 años- aparecen en u n registro

cial mente en Norteamérica y Euroasia, que trastocan l a

pasado sobre los 800 años, tal como se observa en la

zonación

figura 2 1 .36. En e l capítulo

mas. En contraste, el hemisferio Sur está profu ndamente

21 discutimos las causas

posibles de estos ciclos c l imáticos. La predicción a largo

latitudinal ,

ocasionando

temperaturas

extre­

dominado por el simple efecto latitudinal .

plazo de nuevos registros de temperatu ras debidos a un

Desde un punto de vista a largo plazo, la quema de

incremento de C02 procedente de la industria, no tiene

combustibles por parte del hombre conl leva fuertes im·

por qué ejercer u n impacto mensurab l e .

plicaciones, q u e deben ser estudiadas con detal l e . Conti·

Otro complicado aspecto del problema del papel del hombre en e l cambio dimático es la presencia de mu-

90

nuas investigaciones combi nadas con una intensificación del control del medio, merecen absoluta prioridad.

Calentamiento y etifriamlento en la superftcte terrestre

CAPÍTULO

6

Vientos y circulación general

El medio físico del hombre depende, para el manteni­ miento de su calidad, tanto de los movimientos que se generan en la atmósfera, como del flujo de energía calorí­ fica por radiación. En forma de fuertes vientos -huraca­ nes, tornados- el aire en movimiento constituye un peli­ gro para él del medio. Los vientos transfieren también energía a las superficies marítimas en forma de olas. Éstas comunican su energía en su viaje hacia las playas conti­ nentales donde se transforman en fuerte oleaje, en co­ rrientes costeras capaces de modelar de nuevo la línea de costa. Pero el aire en movimiento tiene otro, más básico, papel a jugar en el medio planetario. A gran escala la circulación del aire transporta calor en forma sensible y latente, esta última almacenada en el vapor de agua, pues debido al desequilibrio energético del globo -exceso en bajas latitudes y déficit en las altas- la circulación atmos­ férica debe transportar calor a través de los paralelos, de

Mlnimo aporte de tner¡la solar

ecuatorial FIGURA 6.1. Los sistemas de circulación de la atmósfera y de los océanos son necesarios para mantener el equilibrio calorífico del planeta.

Los vientos y la fuerza del gradiente de presión

las regiones con exceso a las regiones necesitadas. La figura 6.1 ilustra este transporte meridional c!e forma esquemática. Observad que la circulación del agua oceá­ nica también concurre en el transporte de calor sensible, pero éste es un mecanismo secundario, dirigido en gran medida por los vientos superficiales. Igualmente importante para el medio humano lo cons­ tituyen los movimientos ascendentes o descendentes del aire. En el capítulo 7 veremos que la precipitación, la fuente de toda el agua dulce sobre las tierras, requiere la ascensión de enormes extensiones de masas de aire cargadas de vapor de agua. Y al revés, a gran escala, los movimientos descendentes en la atmósfera conducen a la aridez y a la formación de desiertos. De este modo, la superficie terrestre deviene diferenciada en regiones con cantidades de agua fresca y regiones con escasez del líquido elemento. Con estos conceptos generales en la mente, examine­ mos las fuerzas que ponen en funcionamiento la atmósfe­ ra y que dirigen los circuitos planetarios de circulación del aire. Los vientos y la.fuerza del gradiente de presión

El viento es aire en movimiento con respecto a la superfi­ cie terrestre, y la componente predominante es horizon­ tal (la vertical la denominaremos de otra manera, tal como corrientes ascendentes o descendentes). Para ex­ plicar los vientos debemos exponer primero el concepto de presión barométrica y sus variaciones espaciales. En el capítulo 3 aprendimos que la presión barométri­ ca disminuía con el aumento altitudinal sobre la superfi­ cie terrestre. Para la atmósfera en reposo, la presión baro­ métrica será la misma dentro de una superficie horizontal y también para una determinada altura sobre el nivel del mar. En estos casos, las superficies con igual presión barométrica, denominadas superficies isobáricas, serán horizontales. En una sección transversal de una pequeña porción de atmósfera en reposo, las superficies isobáricas aparecerán dispuestas horizontalmente, tal como muestra

91

Presión, mb 8�0

Superficies isobáricas

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950

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Baja presión

Brisas marítima y

·

la figura 6.2. A (para una mejor comprensión, mostramos una superficie de presión de 1.000 mb). Supongamos que la razón del decrecimiento de pre­ sión con la altura, sea menor en un lugar que en otro, como queda ilustrado en la figura 6.2 B. A medida que avanzamos de izquierda a derecha, a través de la gráfica, el decrecimiento de la presión es más rápido. Las superfi­ cies isobáricas bucean a la derecha. A una altura, por ejemplo, de 1.000 m (línea horizontal) la presión baro­ métrica desciende de izquierda a derecha. La figura 6.2 C es un simulacro de mapa que muestra cómo la superficie de 1 .000 m de altitud corta transversalmente diferentes superficies de presión. El trazado de cada línea de pre­ sión recibe el nombre de isobara. La isobara es una línea que une, de esta forma, todos los puntos con igual pre­ sión barométrica. El cambio de presión barométrica a través de la superfi­ cie horizontal de un mapa configura el gradiente de presión. Su dirección está indicada en la figura 6.2 C mediante una flecha gruesa. La dirección del gradiente corresponde al de una saeta que uniese una alta presión con una baja (izquierda y derecha, respectivamente). Se puede imaginar la oblicuidad de una superficie de pre­ sión como similar a una vertiente inclinada; la cuesta descendente de una superficie de presión es análoga al gradiente de presión. Donde exista un gradiente de presión, las moléculas del aire tenderán a moverse en su misma dirección. Esta tendencia, para una masa de aire en movimiento, la defi­ niremos como fuerza del gradiente de presión. La magni­ tud de la fuerza es directamente proporcional a la pen­ diente del gradiente, es decir, una gran inclinación, significa gran magnitud de la fuerza. El viento es un movimiento horizontal del aire como respuesta a la fuer­ za del gradiente de presión.

J.. J..

FIGURA 6.3. Brisa marina y brisa terrestre. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed . , Harper & Row, Publishers, figura 1 5 .4, Copyright 19ó3, 1 97 1 . A.N. Strahler.)

FIGURA 6.2. Superficies isobáricas y gracliente de presión. Los diagramas A y B son cortes de sección vertical de la atmósfera. El diagrama Ces un mapa.

92

Jf,1' nsa marina

850

Superficie terrestre

Altas presiones

e

m

4 l. l.

terrestre

Quizás un ejemplo de la relación del viento con la fuerza del gradiente de presión lo tenemos en un fenómeno común a todas las costas: las brisas marítima y terrestre, que reproducimos en la figura 6.3. En la gráfica A se ilustra una situación inicial en la cual no existe gradiente de presión. Durante el día, un mayor calentamiento de la capa de aire situada sobre el mar crea un gradiente de presión del mar hacia la tierra (diagrama B). El aire, en esta dirección, se mueve así como respuesta al gradiente creado desde una alta presión hacia una baja presión, y forma lo que se denomina brisa marítima o marina. A niveles superiores, se pone en funcionamiento un mo­ vimiento contrario. Junto con un débil movimiento de ascensión y descenso del aire se crea un circuito comple­ to de flujos. Durante la noche, cuando el enfriamiento terrestre es rápido, las capas bajas del aire, en contacto con la tierra, disminuyen de temperatura más que las situadas sobre la superficie marítima, formándose una alta presión en tierra e invirtiéndose el gradiente baromé­ trico. El aire se mueve, ahora, desde la tierra hacia el mar; es la brisa terrestre (diagrama C). Este ejemplo demuestra cómo un gradiente de presión puede crearse a partir de un desigual caldeamiento o enfriamiento de las capas de la atmósfera. El aire calenta­ do se dilata, por lo que disminuye su densidad. El aire frío se contrae deviniendo más denso. El aumento en cuanto a presión barométrica, es entonces más rápido en la capa de aire frío que en el cálido. Medición de

los vientos superficiales

Una descripción de los vientos requiere el conocimiento de dos variables: dirección y velocidad. La dirección es fácilmente determinable mediante la veleta, un corriente instrumento del tiempo. La dirección del viento se expre­ sa en términos del lugar de donde procede. Así, un viento del este procede del este, pero el movimiento del aire se efectuará hacia el oeste. El desplazamiento de las nubes bajas es un excelente indicador del sentido del

Vientos y circuladón general

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Sentido del viento

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El efecto Corlolls y los vientos

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Desviación nula

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Los vientos se asignan de acuerdo al cuadrante de donde proceden. Un viento del este, procede del este, pero el aire se mueve en sentido oeste.

FIGURA 6.5. Anemómetro de cazoletas. El disco de la base registra el número de vueltas realizadas por el rotor en u n período determinado d e tiempo (National Weather Service).

Desviación hacia la derecha

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FIGURA 6.4.

viento y se puede observar sin la ayuda de instrumentos. La velocidad del viento se mide mediante el anemóme· tro. Hay diferentes tipos, siendo el más común en los observatorios el anemómetro de cazoletas. Consiste en tres cazoletas semiesféricas colocadas al final de los ra­ dios de una rueda que gira horizontalmente (figura 6.5). Las cazoletas giran a una velocidad proporcional a la del viento. Hay un tipo de anemómetro que gira sobre un pequeño generador eléctrico; la corriente que produce se transmite a un indicador calibrado en unidades de velocidad del viento. Las unidades suelen ser metros por segundo, o bien millas por hora. Para la medición de la velocidad del viento en las capas altas, se libera un globo sonda de hidrógeno y se observa mediante ·telescopio. El gradiente de ascensión del globo se conoce de antemano. Conociendo la posi· ción vertical del globo, por medición del tiempo transcu­ rrido, un observador puede calcular el movimiento hori­ zontal en el sentido del viento. Para medir velocidades y la dirección del aire de las capas superiores, el globo transporta un objeto que refleja las ondas de radar y permite seguirlo cuando el cielo está cubierto.

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30ºN

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30ºS

viación hacia a izquierda

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60ºS

s

FIGURA 6.6.

Efecto desviador producido por la rotación

terrestre .

El efecto Corlolis y los vientos Si la tierra no rodase sobre su eje, los vientos seguirían la dirección del gradiente de presión. Tal como menciona­ mos en el capítulo 1, la rotación sobre el eje produce el efecto Cario/is el cual tiende a curvar el flujo de aire. La acción de este efecto de torsión está enunciado por la Ley de Ferre!: un objeto o fluido moviéndose horizontalmen­ te en el hemisferio septentrional tiende a desviarse hacia la derecha de la trayectoria de su movimiento, indepen­ dientemente del ámbito de dirección de éste. En el he­ misferio Sur, un efecto similar pero hacia la izquierda de la trayectoria del movimiento se lleva a cabo. El efecto Coriolis no actúa sobre el Ecuador, pero se incrementa en fuerza a medida que nos acercamos a los polos. En la figura 6.6, las flechas pequeñas muestran cómo una línea recta inicial se modifica por el efecto Coriolis. Observad, especialmente que el sentido del movimiento no tiene implicación alguna. Si cambiamos ésta, la tor­ sión seguirá siendo hacia la derecha. Debido a que el efecto de desvío es muy leve, su acción sólo es manifiesta en movimientos de fluidos libres, como el agua o el aire, en consecuencia los modelos de corrientes oceánicas y de vientos se verán afectados sobremanera por este efecto. Nuestro próximo paso será el de aplicar el principio de Coriolis a vientos ligados estrechamente a la superficie terrestre. La figura 6.7 muestra un campo de isobaras en dirección E -W, formando una pequeña loma de alta pre­ sión en cada hemisferio. De cada una de ellas la presión disminuye tanto hacia el N como hacia el S, en dirección hacia los cinturones de bajas presiones. Las flechas de trazo grueso indican el gradiente de presión. El efecto Coriolis tuerce la dirección del viento de manera que cruza las isobaras formando un cierto ángulo. Para vien­ tos de superficie, el ángulo de torsión está limitado por la fuerza de rozamiento del aire con el suelo. El diagrama

93

Baja

reflejado en el sencillo mapa del tiempo de la figura 6.8, la dirección del gradiente de presión sigue una trayecto­ ria curva, siempre cortando las isobaras en ángulo recto. El mapa muestra que allí donde las isobaras están amplia­ mente espaciadas, el gradiente es débil; por el contrario, si se encuentran muy juntas, el gradiente es fuerte. Las flechas cortas muestran la dirección de los vientos. La velocidad del viento es lenta donde el gradiente es débil, rápido, donde el gradiente es fuerte.

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Anticiclones y depresiones

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FIGURA 6.7. Los vientos superficiales cortan las isobaras formando un ángulo, en cuanto el aire se desplaza desde las altas hacia las bajas presiones. Colocar la figura de costado para observar el perfil de la presión.

muestra el viento formando un ángulo de 45º con las líneas de presión. Inicialmente éste está sujeto a alguna variación, dependiendo de las características del terreno. Mirando en primer lugar al caso del hemisferio Norte, la desviación se efectúa hacia la derecha. Un gradiente de presión hada el norte produce un viento del sudoeste. Un sentido sur del gradiente de presión genera un viento del noreste. En el hemisferio Sur, los vientos se desvían hacia la izquierda y el modelo a seguir es la imagen especular de lo que sucede en el hemisferio Norte. Una norma general para relacionar los vientos con la presión en el hemisferio septentrional viene definida por la Ley de Ballot, la cual establece: situándote de espaldas al viento, las bajas presiones se hallan situadas a tu iz­ quierda, y la altas, a tu derecha. Donde las isobaras aparecen curvadas, como queda

Alta presión

En el lenguaje meteorológico un centro de bajas presio­ nes se denomina depresión; un centro con altas presio­ nes, anticiclón. Ambos pueden ser estacionarios o bien centros de presión móviles, tales como los que crean alteraciones en el tiempo descritas en el capítulo 8. Las isobaras se presentan en forma de líneas circulares que se constituyen alrededor de un centro de anticiclones o de­ presiones. Para vientos superficiales, los cuales se mueven obli­ cuamente a través de las isobaras, los sistemas de antici­ clones y depresiones configuran su dirección de forma opuesta en ambos hemisferios, tal como se ilustra en la figura 6.9. Los vientos en un centro depresionario y en el hemisferio Norte, circulan en contra del sentido de las agujas del reloj y hacia el interior de la espiral. En un centro anticiclónico los vientos circulan en sentido hora­ rio, y hacia el exterior de la espiral. Observad que en el hemisferio Sur sucede lo contrario con los términos de "horario" y "antihorario". En ambos hemisferios los vientos superficiales se mue­ ven hacia el interior de la espiral, en los centros depre­ sionarios; así el aire converge hacia el centro debiendo ascender luego hasta situarse en niveles superiores. Para los anticiclones, al contrario, los vientos superficiales giran hacia el exterior de la espiral. Este movimiento representa una divergencia de flujo de aire, debiendo, también, estar acompañada de un descenso de aire, hacia el centro del anticiclón, reemplazando el aire que circula hacia el exterior. Anticiclones

Depresión

Baja

Circulación antihoraria hacia el interior Hemisfeno Norte

Circulación horaria hacia el exterior

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Hemisf)¡¡ él' :¡; ó i ¡;c .

FIGURA 6.8. Esta es una pequeña porción de un mapa del tiempo en superficie, el cual muestra el giro de las isobaras, y dos fuerzas de gradiente, uno con elevado gradiente y otro con bajo. Las flechas cortas indican las direcciones de los vientos en superficie.

94

Circulación horaria hacia el interior

..,

Circulación antihoraria hacia el exterior

FIGURA 6.9. Dirección de los vientos superficiales en ciclones y anticiclones.

Vientos y circulactón general

Distribución genera/. de los sistemas de presión sobre la superficie Para entender el sistema de vientos sobre la superficie terrestre, debemos estudiar la distribución global de la presión barométrica. Una vez establecidos los modelos de isobaras y de los gradientes de presión, podemos predecir la predominancia, o los vientos más comunes. Los mapas isobáricos a escala mundial se construyen para mostrar, de forma general, las presiones que se pueden encontrar, en promedio, durante los dos meses con temperaturas estacionales más extremas, sobre las masas continentales (enero, julio, en las Láminas B.3 y B.4, respectivamente). Debido a que los observatorios se encuentran a diferente altitud sobre el nivel del mar, sus lecturas barométricas han de ser reducidas a sus equiva­ lentes, también a nivel del mar, utilizando el gradiente vertical normal de variación de la presión con la altura (explicado en el capítulo 3). Una vez realizado esto y establecido un promedio de las lecturas diarias sobre un largo período de tiempo, se obtienen pequeñas pero definidas diferencias de presión que permanecen sobre la superficie. La presión base sobre el nivel del mar está acordado que sea del valor 1.013 mb. Lecturas más altas que ésta se presentan, frecuentemente, sobre las latitudes medias, siendo en ocasiones superiores a 1.040 mb o más. Este tipo de lecturas se interpretarán como "altas". Presiones por debajo de 982 mb o menores serán "bajas". Sobre la zona ecuatorial hallamos un cinturón de pre­ siones algo más bajas de lo normal, entre 1.011 y 1.008 mb, las cuales reciben el nombre de depresión ecuato­ rial. Ésta contrasta notablemente con los cinturones de altas presiones que se encuentran al norte o al sur, o bien centradas en latitudes próximas a los 30º N y S. Éstos son los denominados cinturones subtropicales de altas pre­ siones, en los cuales las presiones exceden los 1.020 mb. En el hemisferio Sur este cinturón lo hallamos claramen­ te definido, pero en forma de centros de altas presiones conocidas como células de presión. En el hemisferio austral, al sur del cinturón de altas presiones subtropicales, hallamos una amplia zona de baja presión que se extiende aproximadamente desde la zona de latitudes medias hasta la región antártica. El eje de éstas lo constituye la latitud 65º S. Esta depresión se denomina cinturón subantártico de bajas presiones. Re­ posando sobre este espacio continuo que forma el océa­ no en esta parte meridional, este cinturón depresionario

tiene un promedio de presión menor de 984 mb. Sobre la Antártida existe un centro permanente de altas presiones conocida como alta polar, el cual contrasta sobremanera con el círculo de bajas presiones subantártico. Los cinturones de presiones mudan anualmente de posición en varios grados de latitud, junto con los cintu­ rones de isotermas. Estas migraciones son importantes en la creación de los cambios climáticos estacionales. Ten­ dremos ocasión de referirnos a estos efectos en el análisis de los climas del mundo.

Centros

de

presión en el hemisferio Norte

Los grandes continentes, Norteamérica y Eurasia, junto con la presencia de las partes septentrionales de los océanos Atlántico y Pacífico ejercen un gran papel en las condiciones de presión del hemisferio Norte. Como con­ secuencia de todo ello, los cinturones que encontramos en el hemisferio Sur, aquí no se hallan. Durante el invierno, las frías y extensas masas conti­ nentales se convierten en centros de altas presiones, al mismo tiempo que sobre los océanos más cálidos se forman bajas presiones. En el centro y norte de Asia encontramos la Alta siberiana con una presión que so­ brepasa los 1.030 mb. Sobre la parte central de Norteamé­ rica se define con claridad, pero con menos intensidad, una cuña de altas presiones denominada Alta canadien­ se. Sobre los océanos tenemos la Baja aleutiana y la Baja de Islandia bautizadas así después de localizar los lugares donde se centran. Estas dos áreas depresionarias se caracterizan por un tiempo nuboso y borrascoso en invierno. La figura 6.10 ilustra la posición de estos cen­ tros de presión en el momento que aparecen agrupadas alrededor del Polo Norte. Altas y bajas ocupan cuadrantes opuestos. En verano las condiciones de presión son exactamente opuestas a la situación invernal. Las áreas continentales desarrollan centros de baja presión, pues en esta época las temperaturas superficiales sobre los continentes son más elevadas que sobre las superficies oceánicas adya­ centes. Al mismo tiempo, estas últimas desarrollan cen­ tros potentes de altas presiones. Este sistema opuesto de presiones se manifiesta de manera notable en los mapas isobáricos de enero y julio (Láminas B.3 y B.4). La baja en Asia es profunda: se centra sobre Afganistán. Sobre los océanos Atlántico y Pacífico se observan dos vastas y potentes células pertenecientes al cinturón de altas pre­ siones subtropicales, las cuales se dirigen hacia el norte de su posición invernal, expandiéndose de forma consi­ derable. Son las llamadas Alta de las Azores (o de las Bermudas) y Alta hawaiana.

Configuración genera/. de vientos sobre la superficie

FIGURA 6.10.

Centros de presión en el hemisferio Norte en

enero.

Configuración general de vientos sobre la

superficie

En la Lámina B, sobre los mapas de presiones de enero y julio, los vientos superficiales se ilustran mediante fle­ chas. Los modelos básicos de vientos están marcados en la figura 6.11, que es una representación muy general que muestra la tierra como si no existiesen superficies continentales capaces de modificar la zonalidad de las presiones. Comencemos por los vientos de las regiones tropica­ les. Desde los dos cinturones de altas presiones subtropi­ cales, el gradiente de presión se dirige ·hacia el Ecuador, es decir, hacia el cinturón depresionario ecuatorial. Si-

95

FIGURA 6.11. Esquema de los vientos planetarios en superficie descuidando el efecto de discontinuidad de los continentes en el hemisferio Norte.

guiendo el modelo tan simple de la figura, el aire que circula desde las altas presiones hacia las bajas se desvía por el efecto Coriolis, formándose en consecuencia dos cinturones de vientos alisios, o los Alisios, a secas. En la figura 6.11 están indicados como vientos provenientes del NE y también del SE. Su característica suele ser su persistencia, apartándose muy poco de su ámbito direc­ cional. Las embarcaciones que navegaban en dirección oeste hacían buen uso de los alisios. El modelo configurado por este tipo de vientos citado, sugiere la posibilidad de que converjan en algún punto cercano al Ecuador. El encuentro entre los alisios del NE y los del SE se lleva a cabo en una estrecha franja deno­ minada Zona de convergencia intertropical, la cual se suele abreviar Z. C. l. T. La posición del ZCIT está señalada en los mapas de enero y julio de la Lámina B.3. La convergencia de vientos implica una ascensión de aire, que dará paso o permitirá la entrada de más volumen del mismo. Esta elevación toma forma de columnas alargadas que transportan el aire hacia el límite de la troposfera. A lo largo de ciertas áreas de la zona depresionaria ecuatorial y en ciertas épocas del año, los alisios no convergen al mismo tiempo formándose, en su lugar, un cinturón de calmas y vientos variables denominados dol­ drums. Los marineros en sus largas travesías sabían que atravesar esta zona era peligroso pues existía la probabili­ dad de permanecer encalmadados durante largos perío­ dos de tiempo. Los alisios, doldrums y ZCIT varían estacionalmente hacia el norte o hacia el sur, de acuerdo con los movi­ mientos de los cinturones de presión e isotermas. La ZCIT solamente migra unos pocos grados ineridional­ mente sobre los océanos Atlántico y Pacífico, pero cubre una extensa zona, 20 a 30·, latitudinalmente sobre los continentes sudamericano, África y una amplia zona del

96

sureste asiático y Océano Índico. Acompañando las mi­ graciones del ZCIT y de los alisios suceden importantes cambios estacionales en cuanto a nubosidad, vientos y precipitaciones. Volvemos de nuevo a la franja de altas presiones sub­ tropicales, la cual se halla comprendida entre los 25· y los 40º tanto norte como sur. Aquí, tenemos unas extensas y estancadas células de altas presiones (anticiclones). En su centro los vientos son flojos y se disponen circular­ mente alrededor de una línea; las calmas permanecen gran parte del tiempo. Debido a la frecuencia de estas calmas, los marinos conocían la zona como horse latitu· des*. Su origen tuvo lugar durante los tiempos colonia­ les. Los comerciantes de Nueva Inglaterra que transporta­ ban caballos a las Indias Orientales, cuando sus barcos pasaban por estas zonas podían estar parados por largos períodos de tiempo, por lo que las reservas de agua potable disminuían considerablemente, de manera que los caballos debían ser lanzados por la borda. La figura 6.12 es un mapa esquemático correspondien­ te a las amplias células anticiclónicas centradas sobre el océano en ambos hemisferios. Los vientos siguen un movimiento circular hacia el exterior de la espiral y que sustenta la convergencia de los alisios. En el lado oeste de las células, el aire fluye hacia el Polo; mientras que en el lado este, fluye hacia el Ecuador. Ambos flujos ejercen una marcada influencia en los climas de los márgenes continentales cercanos. La sequedad del clima es un aspecto característico del cinturón de altas presiones sub­ tropicales y sus células. Más adelante enfatizaremos este hecho. Entre las latitudes 35· y 60º N y S hallamos el cinturón •No existe un término específico en castellano. Una traducción literal sería "latitudes de los caballos".

Vientos y circulación general

FIGURA 6.12.

Sobre los océanos los vientos en superficie giran en espiral desde las células de alta presión hacia el exterior, originando los alisios y los vientos del oeste.

de Vientos dominantes del Oeste o Westerlies. Este tipo de vientos se ilustra en la figura 6.11, siguiendo una dirección procedente del cuadrante SW en el hemisferio Norte y desde el cuadrante NW en el hemisferio Sur. Esta generalización, sin embargo, no es del todo exclusiva pues los vientos procedentes de posiciones polares son también frecuentes y fuertes. Sería más justo decir que en esta zona soplan vientos de todas las direcciones, pero que la componente occidental es la predominante. El paso rápido de tormentas ciclónicas es algo frecuente en esta franja. En el hemisferio boreal, las masas continentales rom­ pen con este esquema, pero en el hemisferio austral, debido a la presencia de una gran masa océanica entre las

45°

30° 15° � �----�� --� ���- --� �------�-----..·�--,

Oº 60°

30° 1 5° --�-'-����----�Oº Mapa de presión y vientos en superficie sobre el sudeste de Asia en enero y julio. La presión se expresa en milibares.

latitudes 40º a 60º S, los vientos del oeste se caracterizan por su fuerza y persistencia. Los marinos que viajan en sus clipper denominan a estas latitudes "roar forties"*, "furious fifties"* y "screaming sixties"*. Esta franja era frecuentemente utilizada por las naves que se dirigían hacia el este, desde el Atlántico Sur hacia Australia, Tas­ mania, Nueva Zelanda y las islas del Pacífico Sur. Desde estos lugares era fácil continuar hacia el este, dando la vuelta al mundo, y retornar a los puertos europeos. Do­ blar el Cabo de Hornos era relativamente sencillo en un viaje con sentido este; en sentido contrario, dado las características de permanencia y violencia de los Wester­ lies, era una delicada y arriesgada operación. Un sistema de vientos denominado Vientos polares del Este o Easterlies han sido bautizados con este nombre por ser comunes de las zonas árticas y polares (figura 6. 11). El concepto ha sido, de otra parte, sobresimplificado y ciertamente erróneo por lo que se refiere al hemisferio Norte. Los vientos en estas altas latitudes toman una gran diversidad de direcciones, dictadas por alteraciones loca­ les de tiempo. De otro lado, en el hemisferio austral tenemos la presencia de un gran inlandsis, un gran cas­ quete de hielo sobre un continente, la Antártida, que se halla bien centrado en el Polo y circundado de una gran masa líquida. Aquí el flujo espiral hacia el exterior de los Easterlies constituye un hecho dominante de la circula­ ción. Los mapas polares de la Lámina B.4 ilustran este tipo de vientos.

Vientos monzónicos en el sudeste de Asia El poderoso control que ejerce la gran masa continental asiática sobre las temperaturas del aire y sobre las presio­ nes, extiende su influencia, además, sobre los sistemas de vientos de superficie. Durante el verano, al sur de Asia se desarrolla una depresión dentro de la cual se genera un fuerte flujo de aire (mapa de julio, figura 6.13). Desde el océano Índico y el sudoeste del Pacífico, un aire cálido, húmedo, se dirige hacia el norte y noroeste de Asia pasando sobre la India, Indochina y China. Este flujo de aire forma los monzones de verano y está acompañado de fuertes lluvias en el SE de Asia. En invierno, este continente está dominado por un potente centro de altas presiones que crea un flujo de aire hacia el exterior de forma inversa a lo que sucede durante el monzón de verano (enero, mapa de la figura 6.13). Soplando hacia el sur y sureste en dirección a los océanos ecuatoriales, el monzón invernal trae un tiempo seco durante un largo período. Norteamérica no posee vientos monzónicos tan remar­ cados como los anteriormente citados, pero aun así hay diferentes alternativas en cuanto a las condiciones me­ dias de presión y temperaturas entre invierno y verano. Los registros de vientos muestran que en verano hay una tendencia a la predominancia de aire originado en el Golfo de México, el cual se mueve con sentido norte a través de las partes orientales y centrales de EE.UU., mientras que en invierno existe preponderancia de vien­ tos de sentido sur procedentes de las altas presiones sobre el Canadá. Las flechas de vientos en la Lámina B.3 muestran esta alternancia estacional en el diseño de flu­ jos de aire.

FIGURA 6.13.

Vientos monz6nicos en el sudeste de Asia

•Literalmente: "los rugientes cuarenta", "los furiosos cincuenta"

y

"los

silbantes sesenta".

97

Vientos locales En ciertos lugares los vientos locales son generados di­ rectamente por las influencias del terreno que los circun­ dan, más que por los sistemas de presión que actúan a gran escala y que producen vientos generales y borrascas mó­ viles. Los vientos locales son de considerable importan­ cia por varias razones: pueden ejercer una poderosa o fuerte tensión sobre animales y plantas, cuando el aire es seco y extremadamente cálido o frío. También ejercen su influencia sobre el desplazamiento de los contaminantes atmosféricos. Un tipo de vientos locales -las brisas marinas y terres­ tres- fue explicado con anterioridad en este capítulo. La fresca brisa marina del verano, o la brisa de los lagos, constituye un importante recurso natural para las pobla­ ciones costeras, pues a la atracción ejercida por las playas se le añade el encanto como lugar de recreación. Los vientos que se establecen en las montañas y en los valles son también vientos locales que siguen un régi­ men diario, alternativo, de dirección similar a la seguida por las brisas marinas y terrestres. Durante el día, el aire se mueve desde el fondo de los valles hasta las cumbres de las montañas por las laderas, al mismo tiempo que éstas están intensamente caldeadas por la acción de los. rayos del sol. Por la noche, el aire se mueve hacia el valle bajando por las vertientes de las montañas, las cuales se han enfriado por radiación nocturna de calor de la tierra al aire adyacente. Estos vientos se desplazan respondien­ do a gradientes de presión locales, según un caldeamien­ to o enfriamiento de las capas de aire inferiores. Son denominados vientos de montaña y de valle. Otro grupo de vientos locales son los conocidos bajo el nombre de vientos de drenaje o vientos catabáticos; son aquellos en los que el aire frío fluye, bajo la influencia de la gravedad, desde las regiones más altas a las más bajas. El aire frío puede acumularse, debido a su densidad, sobre un altiplano o algún valle interior. Cuando las condiciones del tiempo general son favorables, parte de este aire frío vierte por encima de las divisorias de agua más bajas, o a través de pasos, desplazándose o "drenan­ do" hacia tierras bajas como un viento fuerte y frío. El-­ viento de drenaje se puede hallar en diferentes regiones del mundo con nombres diversos. Así, por ejemplo, uno de los más conocidos es el Mistral que sopla por el valle del Ródano, al sur de Francia, cuyas características son de frialdad y sequedad. En los casquetes de Groenlandia y la Antártida, se forman fuertes vientos catabáticos que se desplazan a favor de la fuerza del gradiente de las super­ ficies heladas y que se encauzan por los valles costeros produciendo ventiscas que duran bastantes días. Otro tipo de viento, aún, es aquel que se forma cuando el flujo exterior de aire seco procedente de un centro potente de altas presiones eun anticiclón)' se combina con el efecto local de un terreno montañoso. Un ejemplo de éste lo constituye el "Santa Ana'', viento del este seco y cálido que, de vez en cuando, sopla desde la región desértica del sur de California pasando las montañas costeras y alcanzando la costa del Pacífico. Localmente este viento está encauzado a través de congostos y caño­ nes donde consigue grandes velocidades, y al mismo tiempo suele ir cargado de grandes cantidades de polvo. Este viento es muy temido por su habilidad en avivar los grandes incendios fuera de todo control. El bora, en la costa adriática yugoslava, es un viento de estas caracterís­ ticas. Viento frío invernal producido por el gradiente de

98

presión de un potente anticiclón situado sobre el conti­ nente europeo. Su descenso desde las montañas costeras hacia el mar puede producir ráfagas superiores a los 160 km/h. Por último, un viento local que suele denominarse de diversas maneras es el fohn o chinook el cual se produce cuando fuert�s vientos regionales al sobrepasar una cade· na montañosa son obligados a descender por sotavento adquiriendo unas características de sequedad y de calor. Este tipo de vientos se explicará en el capítulo 8.

Vientos en altura Los sistemas de vientos en superficie que acabamos de examinar ocupan tan sólo una estrecha franja de la tro­ posfera de pocos cientos de metros, mientras que toda ella tiene un espesor de bastantes kilómetros. ¿Cómo se mueve el aire en estos niveles? En altura se encuentran sistemas de altas y de bajas presiones extensos y de movimiento lento y éstas son simples generalizaciones del modelo, con isobaras suavemente curvadas. Los vientos de altura no están afectados por el roza­ miento con el suelo o sobre el agua sobre los cuales se mueven. El efecto Coriolis va cambiando la dirección del flujo del aire hasta convertirlo en un movimiento paralelo a las isobaras, tal como se refleja en la figura 6.14 (el efecto Coriolis se ilustra como otra fuerza cualquiera). En esta posición, tanto la fuerza del gradiente de presión como la de Coriolis son opuestas y completamente equi­ libradas. El viento ideal en este estado de cuentas con respecto a ambas fuerzas se define como viento geostrófico para los casos que las isobaras sean rectas. En el momento que se curvan, se ha de tener en cuenta la importancia de la

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Detalle del mapa superior:

Baja presión



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Alta presión

En altura el viento sigue la dirección de las

isobaras.

Vientos y circulación general

Para entender los vientos en superficie debemos investi­ gar los papeles de la troposfera en su conjunto y particu­ larmente en los altos niveles donde no existe una superfi· cie de rozamiento y el flujo de aire sigue una trayectoria muy ceñida a las isobaras.

Los vientos

FIGURA 6.15.

Circulación atmosférica sobre un planeta imaginario sin rotación.

fuerza centrífuga, pero en general el flujo de aire en estos niveles es paralelo a las isobaras. La parte superior de la figura 6.14 es un mapa simplifi­ cado de centros de presión y vientos en la troposfera. Obsérvese cómo las flechas que indican el sentido del viento van paralelas a las isobaras formando un modelo de flujo elíptico alrededor de las bajas y altas. Nuestras normas para los vientos en ciclones y anticiclones necesi­ tan ser ligeramente modificadas en cuanto las compara­ mos con los vientos en superficie. Para un piloto de líneas aéreas que desease mantener su ruta constante­ mente y en el hemisferio Norte la regla aconsejada sería: "mantén las altas a tu derecha y las bajas a tu izquierda". En la descripción de los cinturones de presiones y vientos, no dimos una explicación de causa básica, en términos de rotación terrestre y principio de Coriolis.

en un

planeta

sin

rotación

Consideremos, antes de nada, un planeta imaginario sin movimiento de rotación que es calentado uniformemente alrededor del cinturón ecuatorial (donde existe un exce­ dente de radiación) pero rigurosamente enfriado en am­ bas regiones polares (donde existe un déficit de radia­ ción). La figura 6.15 ilu_stra este caso ideal. El aire caldeado del Ecuador se expandirá volviéndose menos denso pues todos los gases se dilatan cuando se les suministra calor. Debido a que las capas bajas de aire estarán expandidas, serán por lo tanto menos densas y en consecuencia la presión atmosférica sobre la superficie terrestre será menor que el promedio (L, de la figura 6.15). El aire calentado tenderá a ascender hasta alcanzar cotas elevadas en la atmósfera y se extenderá horizontalmente en dirección a los polos. El aire enfriado en los polos aumentará su densidad creando una alta presión en la superficie terrestre. Éste descenderá y se propagará horizontalmente desplazándose hacia el Ecuador, donde existen bajas presiones. Una vez queda establecido, se crea un sistema de vientos meridional, tal como se puede observar en la figura 6.15. Los vientos del planeta esta·

rán configurados en dos células de circulación, uno en cada hemisferio y con tanto tiempo de permanencia como calor siga suministrándose al cinturón ecuatorial. Tenemos aquí una máquina de calor, que es un sis­ tema mecánico movido por un aporte de energía calorí­ fica. El modelo de una tierra sin movimiento de rotación nos sirve para explicar un hecho verídico de la circula­ ción atmosférica terrestre: un cinturón ecuatorial de bajas presiones, o depresiones ecuatoriales, en el cual el aire caldeado asciende hacia niveles superiores. Lo que suce­ de realmente a este aire que se eleva en cuanto comienza

Vientos en altura

Vientos del este tropicales

J

FIGURA 6.16.

Célula de circulación de Hadley. Las burbujas de aire están pensadas para ser liberadas a partir de una situación inicial sobre el Ecuador (izquierda) y por de bajo de las altas subtropicales (derecha) . (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 1 5 . 5 . Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Los vientos en un planeta sin rotación

99

a moverse hacia el Polo en las capas superiores de la atmósfera, sólo cabe entenderlo teniendo en cuenta el efecto Coriolis. La célula de circulación de Hadley

La introducción del efecto Coriolis en nuestro sencillo modelo de circulación meridional significa, qué es lo que le pasaría al aire que comienza a moverse hacia el Polo en altura desde el cinturón ecuatorial. Como se muestra en la figura 6.16, una porción de aire que co­ mienza a dirigirse hacia el norte partiendo desde A sería desviada por el efecto de Coriolis poco después de salir del Ecuador. En su camino de A hacia B su trayectoria se vería trocada hacia el este. Cuando sobrepasase el punto C, el flujo adquiriría sentido este y a lo largo de los paralelos. (En el hemisferio Sur el desvío se efectuaría hacia la izquierda resultando, también, un flujo este.) Con una imposible progresión hacia el Polo, el aire con sentido este tenderá a acumularse en la zona subtro­ pical entre los 20 y los 30º de latitud. La sobrecarga de aire provoca un movimiento descendente del mismo, o subsidencia, lo cual crea en su efecto un cinturón de altas presiones que se desarrolla en esta zona. Es el cinturón de altas presiones subtropicales. El aire al alcan­ zar niveles inferiores se difunde hacia el exterior; una pequeña porción se dirigirá hacia el Polo, pero la mayor parte lo hará hacia el Ecuador, tal como se refleja en la parte superior de la figura 6.16. En su desplazamiento hacia el Ecuador se verá de nuevo desviado hacia el oeste, creándose un flujo de vientos del este. En niveles superiores son conocidos como vientos del este tropica­ les; en superficie son los denominados Alisios. Los vien­ tos del este forman una ancha y profunda corriente de aire sobre la totalidad del cinturón ecuatorial conocida como vientos del este ecuatoriales. En las capas más bajas de la troposfera, el aire con dirección oeste conver­ ge lentamente sobre el Ecuador en la Zona de Conver­ gencia Intertropical (ZCIT). El aire asciende lentamente hasta completar todo el circuito.

A. La corriente en chorro comienza a ondularse.

B. Comienzan a formarse las ondas de Rossby.

C. Ondas muy desarrolladas.

D. Las células de aire frío y cálido ya están formadas. Representación esquemática de Ja circulación en las capas superiores de Ja troposfera 6 a 12 km. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 15 . 18. Copyright 1963, 1971 por Arthur N . Strahler.) FIGURA

100

6.17.

6.18. Desarrollo de las ondulaciones de Rossby en los vientos del oeste de las capas altas de Ja troposfera. (Fuente: J. Namias, NOAA, Nacional Weather Service; dibujo de A.N. Strahler. The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row, Publishers, figura 15. 16. Copyright 1963, 1971 , por Arthur N. Strahler.) FIGURA

Vientos y circulación general

Teniendo en cuenta los movimientos norte-sur, o sur­ norte, y las componentes verticales del movimiento del aire -en otras palabras, el flujo meridional- hallamos una célula de circulación atmosférica dominando las zonas tropicales y ecuatoriales. Este modelo ha sido denominado como células de Hadley, en honor de Georg Hadley que postuló su existencia en 1735. Idealmente existen dos células de Hadley para cada hemisferio.

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El aire que se propaga hacia los polos desde el cinturón de altas subtropicales es desviado, en el hemisferio sep­ tentrional, hacia la derecha por el efecto Coriolis. Poco después la dirección del movimiento cambia para seguir los paralelos en una dirección W - E formando los vientos del oeste en altura (figura 6.16). En el hemisferío austral el desvío se ejerce hacia la izquierda, en una trayectoria del aire hacia el sur formando, también, los vientos del oeste en altura. La figura 6 . 17 es un esquema simplificado de los vien­ tos del oeste en relación con las altas subtropicales y los vientos tropicales del este. Obsérvese cómo el cinturón de altas presiones consta de varias células anticiclónicas. Los vientos del oeste en altura permanecen en las latitu­ des polares, donde forma un gran vórtice, que es donde se situa la Baja polar y en ella la presión atmosférica disminuye rápidamente. Alrededor de la Baja polar, los vientos del oeste com­ prenden todo el espesor de la troposfera. Hay que obser­ var que ésta es más delgada en las altas latitudes que en las bajas (figura 6.21). El flujo derivado de este tipo de viento se halla frecuentemente perturbado por la forma­ ción de amplias ondulaciones llamadas ondas de Rossby. Éstas se desarrollan a lo largo de una estrecha zona de contacto entre una masa de aire polar, la cual forma la troposfera en las latitudes polares y el aire cálido tropical, el cual rodea el globo en las latitudes ecuatoriales. Esta zona de contacto se denomina Frente polar y es una zona inestable sobre la cual se generan diversas perturbacio­ nes atmosféricas. El diagrama A de la figura 6.18 nos muestra un frente polar completamente plano, en condición estable, aun­ que se comienzan a formar pequeñas oscilaciones en su línea de frente. Estas ondulaciones comienzan a invagi­ narse poco a poco (diagramas B y C) hasta convertirse en las ondas de Rossby. El aire frío polar penetra en las bajas latitudes en profundos entrantes que se constituirán en hondonadas de baja presión en altura. En el diagrama C se ilustran dos depresiones cuyos ejes están dibujados en trazo discontinuo. Al mismo tiempo el aire cálido tropical se desplaza hacia altas latitudes a modo de cuñas entre las depresiones y formando unos núcleos de altas presio­ nes en la troposfera. Tal como veremos en el capítulo 8, esta fase de desarrollo de la onda está asociada con el brote de tormentas (tormentas ciclónicas) cerca de la su­ perficie. El diagrama D ilustra cómo las ondas han profundizado hasta el punto que las depresiones están siendo estrangu­ ladas; todo ello concluirá en una rotura completa que­ dando desunidas de la masa inicial. Cuando esto ocurra, esta masa aislada se convertirá en una baja oclusión cicló­ nica, que no es más que una borrasca aislada en altura. El aire cálido puede también invaginarse formando una

Vientos del oeste en las capas altas y ondas de Rossby

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Vientos del oeste en las capas altas y ondas de Rossby

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Sección transversal de Ja corriente en chorro sobre el oeste de Jos · Estados Unidos. Véase Ja figura 6.20 para conocer la línea de sección y el mapa de información complementario. (Fuente: H. Riehl, 1962, jet Streams of the Atmosphere. Colorado State Univ., Fort Collins. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publ ishers, figura 15.27. Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.) FIGURA 6 . 1 9.

oclusión anticiclónica, que corresponderá a un antici­ clón en altura. La importancia del mencionado fenómeno radica en el transporte de aire frío en las bajas latitudes y de aire cálido a las altas. A través de este proceso de advección o mezcla horizontal, el transporte meridional

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Mapa de isotacas (nudos) e indicación mediante flechas del sentido del viento de la superficie 300 mb (9 km) el día 2 2 de abril. Véase Ja figura 8.10 para una explicación de los símbolos. Las flechas con trazo continuo y grueso muestran el eje de Ja corriente en chorro. La sección transversal de Ja línea X-Y se muestra en Ja figura 6 . 19. (Datos de H. Riehl, 1962, jet Streams of the Atmosphere, Colorado State Univ., Fort Collins. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 15 .29. Copyright 1963, 1971, por Arthur N . Strahler.) FIGURA 6.20.

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de excedente de calor hacia latitudes elevadas se cumple y con ello el proceso vital de mantenimiento del balance global de calor. Las ondas de Rossby se desarrollan lentamente. El proceso, ya descrito, de aislamiento puede representar varios días de duración hasta completarse, del mismo modo pueden debilitarse y disolverse sin llegar a rea­ lizarse todo el ciclo; pueden, asimismo, permanecer estacionarias por largos períodos de tiempo, o bien, pueden ser arrastradas lentamente en dirección oeste­ este.

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Tropopausa

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Superficie isobárica

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Corriente en Chorro del Frente Polar

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Asociadas a las ondas de Rossby se encuentra una estre­ cha franja de vientos con velocidades muy elevadas y que se denomina Corriente en Chorro Uet Stream) que se forman en la línea de contacto entre el aire frío y el cálido. La posición que ocupa se ilustra en la figura 6.18 mediante flechas con trazos gruesos. Podríamos decir que la Corriente en Chorro es como un pulso de aire, semejante a la circulación de agua por una manguera. La velocidad es máxima en el centro o núcleo, el cual se encuentra rodeado de zonas con movimiento más lento. La figura 6.19 muestra un corte transversal de la Corriente en Chorro con líneas de igual valor para la velocidad del viento. La máxima velocidad en el centro es de 300 km/h. Su altura sobre la superficie terrestre es de 11 km. La figura 6.20 muestra un mapa del tiempo donde se refleja el paso de la corriente sobre el oeste de los Estados Unidos en una trayectoria curvada hacia el SE, en direc­ ción al Golfo de México, para volver a girar de nuevo hacia el NE, sobre Florida, contorneando una onda de Rossby. La posición del núcleo de la Corriente se indica mediante una línea gruesa continua. Las líneas con igual velocidad del viento ( Isotacas) muestran cómo el máxi­ mo valor obtenido se localizó sobre Wyoming. La Corriente en Chorro descrita, forma a nivel de la tropopausa y a lo largo del Frente Polar, la superficie de contacto entre el aire frío polar y el cálido tropical, siendo por esta razón que se la conoce como Corriente en Chorro del Frente Polar. La existencia de esta corrien­ te queda ampliamente explicada por los principios ya desarrollados. La figura 6.2 1 muestra la posición del nú­ cleo de la Corriente en Chorro y del Frente Polar a nivel de la tropopausa y sobre latitudes medias. La tropopausa baja considerablemente en altura en el Frente Polar, sien­ do más baja en la zona fría que sobre la cálida. La presión atmosférica también cambia bruscamente en el Frente Polar: las superficies isobáricas, mostradas mediante lí­ neas en el diagrama, decaen considerablemente, en altu­ ra, en el Frente Polar y se obtiene la máxima pendiente a nivel del núcleo central de la Corriente en Chorro. La fuerte disminución del gradiente de presión provoca las altas velocidades del flujo de aire. La Corriente en Chorro del Frente Polar es importante en el control de los tipos de tiempo sobre latitudes medias, que constituirá el obje­ to de estudio en el capítulo 8. La Corriente en Chorro es utilizada normalmente por los aviones a reacción que tienen su curso normal entre las latitudes media y alta. Además de aumentar o dismi­ nuir la velocidad terrestre del avión, la Corriente en Chorro transporta una forma de turbulencia de aire que, algunas veces puede alcanzar niveles peligrosos. Es la

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Aire cálido tropical

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FIGURA 6.21.

Esta sección transversal esquemática del frente polar muestra la posición del núcleo de la Corriente en Chorro con relación a las superficies isobáricas. ( Fuente: E . R. Reiter, 1967, jet Streams, Doubleday and Co., Garden City N.Y. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 15. 30, Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

turbulencia en aire claro (CAT*) la cual se suele evitar cuando comienza a haber riesgo para el vuelo. Una segunda corriente en chorro de mayor importancia en cuanto a circulación general se configura en la zona subtropical. Denominada Corriente en Chorro Subtropi­ cal ocupa su posición en la tropopausa sobre las células de Hadley. Los vientos del oeste en esta zona adquieren * E n inglés CAT. Como que "cat" significa en castellano "gato" , a estas turbulencias se les llama familiarmente en castellano "gatos" que dan lugar a "baches"

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perturbaciones en el vuelo.

FIGURA 6.22. Posición media de la corriente en chorro subtropical en invierno y franja de actuación principal del frente polar asociada a la corriente en chorro, también en invierno . (Fuente de datos de H. Riehl, 1962, jet Streams of the atmosphere, Colorado State Univ., Fort Collins. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 5 . 18, Copyright 1963, 1971, por Arthur N . Strahler.)

Vientos y circulación general

FIGURA 6.24. Mapa esquemático de las corrientes oceánicas. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 6 . 5 . Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 6.23. Esquema de la circulación general de vientos y las diferentes corrientes en chorro a lo largo de un corte meridiano de Polo a Polo. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 1 5 . 2 2 . Copyright 1 963, 1 97 1 por Arthur N. Strahler.)

unas velocidades max1mas de 345 a 385 km/h. En el mapa del hemisferio Norte correspondiente a la figura 6.22 se indican las posiciones medias de ambas corrien· tes en chorro, la del Frente Polar y la Subtropical, durante la estación invernal. Una tercera corriente en chorro, aún, se encuentra en latitudes más bajas. Se conoce con el nombre de Corrien· te en Chorro Tropical o Ecuatorial y su circulación se efectúa de este a oeste, en sentido opuesto a las dos anteriores. Aparece en verano (cuando el sol está en lo alto) y se limita al hemisferio Norte, concretamente sobre el sureste de Asia, India y África. Esta corriente se sitúa a niveles elevados, cerca de 15 km, y adquiere velocidades superiores a los 180 km/h. Se considera, por parte de los meteorólogos, que desempeña un importante papel en las lluvias durante el monzón de verano sobre el sureste de Asia. La figura 6.23 muestra, en una sección transversal de la atmósfera, la posición que ocupan las tres corrientes en chorro. El esquema refleja tan sólo las componentes oriental y occidental de la circulación atmosférica, des­ cuidando la componente meridional. Corrientes oceánicas

Una corriente oceánica es un flujo persistente de agua de componente predominantemente horizontal y cuya

Corrientes oceánicas

importancia radica en su papel como regulador térmico en la superficie terrestre. A escala planetaria, estos vastos sistemas de corrientes ayudan al intercambio de calor entre las altas y las bajas latitudes, y son esenciales en el mantenimiento del balance de calor terrestre. A escala local, podríamos decir que las corrientes cálidas de agua moderan la rigurosidad climática de las costas de latitu­ des árticas, mientras que, por otro lado, las corrientes frías alivian sobremanera el calor de los desiertos tropica­ les a lo largo de las estrechas franjas costeras. Prácticamente la totalidad de las importantes corrien­ tes superficiales oceánicas se ponen en movimiento debi­ do a la presencia de vientos superficiales permanentes. La energía se transfiere desde el flujo de vientos hacia el agua por rozamiento sobre la superficie acuática. Debido al efecto Coriolis, el movimiento del agua se efectúa hacia la derecha de su trayectoria (en el hemisferio Nor­ te) siguiendo, pues, una dirección que forma cerca de 45º a la derecha de la dirección de desplazamiento del vien­ to. Bajo la influencia de los vientos, las corrientes tien­ den a acumularse en las costas continentales, en cuyo caso la fuerza de gravedad, en su propensión a igualar el nivel del agua, iniciaría otro tipo de corrientes. Las diferencias de densidad de las aguas pueden, tam­ bién, ocasionar flujos oceánicos. Pueden originarse debi­ do a un gran calentamiento por insolación, o bien enfria­ miento por irradiación, las cuales se pueden producir más en algunos lugares que en otros. De esta manera el agua enfriada en los mares polares y árticos desciende hacia las capas bajas oceánicas, extendiéndose hacia el Ecuador y desplazando hacia la superficie las aguas más cálidas y por tanto menos densas.

103

FIGURA 6.25.

Derivas y corrientes oceánicas en enero, (U.S. Navy Oceanographic Office.)

Otra influencia más en el control de los movimientos del agua lo constituyen la disposición de cuencas y costas oceánicas. Corrientes que inicialmente son ocasionadas por vientos en su impulso sobre las costas, y que son localmente desviadas.

Esquema general de las corrientes oceánicas Para ilustrar la circulación de las aguas sobre la superficie terrestre podríamos referirnos a un oceáno ideal que se extienda desde el Ecuador hasta las latitudes 60' - 70' en ambos hemisferios (figura 6.24). Quizás uno de los he­ chos más destacados es el de los movimientos circulares, llamados giros, alrededor de las altas subtropicales, cen­ trados entre las latitudes 25 -30' N y S. Una corriente ecuatorial con flujo del oeste marca el cinturón de los Alisios y aunque éstos rolen de SW y NW, oblicuamente a los paralelos, el movimiento del agua sigue un movi­ miento latitudinal. Un lento movimiento del agua con sentido este se encuentra sobre la zona de los vientos del oeste en lo que se denomina deriva del viento del oeste, cuya exten­ sión comprende en el hemisferio Norte de los 35 a los 45', mientras que en el hemisferio Sur se sitúa entre los 30-35' hasta los 70' debido a la existencia de un inmenso oceáno abierto en las latitudes más elevadas. Las corrien­ tes ecuatoriales están separadas por una contracorriente ecuatorial que adquiere un buen desarrollo en los océa­ nos Pacífico, Atlántico e Índico (figura 6.25). A lo largo de los bordes occidentales de los océanos y en bajas latitudes, la corriente ecuatorial vira hacia el Polo formando una corriente cálida paralela a la costa. Un ejemplo de ello lo constituye la Corriente del Golfo (Corriente del Caribe o de Florida), la Corriente japonesa (Kuroshio) y la Corriente brasileña, las cuales aportan temperaturas más altas del valor medio a las costas adya­ centes. La deriva de los vientos del oeste cuando se aproxima a las costas orientales del océano, se desvía tanto hacia el

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norte como hacia el sur, a lo largo de toda la costa. El flujo que se dirige hacia el Polo es de características frías, producidas por el ascenso de aguas procedentes de las \ profundidades. Un buen ejemplo de ello lo constituyen: la Corriente de Humboldt (Corriente del Perú) frente las costas de Chile y del Perú; la Corriente de Benguela, frente a la costa suroccidental de África; la Corriente de California, en la costa oeste de los Estados Unidos y la Corriente de las Canarias, que circula por las costas de la Península Ibérica y norte de África. Al noreste del océano Atlántico la corriente de los vientos del oeste es desviada hacia el norte por una corriente relativamente cálida: es la Corriente Noratlánti­ ca que se extiende alrededor de las Islas Británicas, en el mar del Norte y a lo largo de la costa de Noruega. El puerto de Murmansk, en el Círculo Polar Ártico, tiene la posibilidad de estar abierto a la navegació� a lo largo del año, debido a esta corriente. En el hemisferio Norte, donde el mar polar está circun­ dado casi completamente por tierras, existe un flujo de agua fría hacia el Ecuador que se realiza a través del lado occidental de los largos estrechos que conectan el océa­ no Ártico con la cuenca atlántica. Las treS principales corrientes de este tipo son: la corriente de Kamchatka, que se dirige hacia el sur a lo largo de la península que lleva ese nombre y de las islas Kuriles; la corriente de Groenlandia circula hacia el sur por toda la costa este de esta isla, y a través del estrecho de Dinamarca; y la corriente del Labrador, con dirección también sur, desde la bahía de Baffin a través del estrecho Davis hasta alcan­ z:ir las costas de Terranova, Nueva Escocia y Nueva Ingla­ terra. Tanto en el océano Atlántico como en el Pacífico, las bajas de Islandia y la Aleutiana coinciden, a "grosso modo", con dos centros de circulación :mtihoraria que son las corrientes frías árticas y la deriva de los vientos del oeste . La región antártica tiene un esquema de circulación aparentemente simple . Consiste en una corriente cir-

Vúmtos y ctrculact6n general

c.umpolar antártica que se mueve en sentido horario alrededor del continente que le da nombre hasta una latitud de SO a 6Sº S, donde existe un espacio continuo de océano libre. Los oceanógrafos reconocen actualmente que la circu­ lación oceánica comprende una complejidad de movi­ mientos de masas de agua de diferente temperatura y salinidad, con importantes ascensos y descensos en de­ terminadas regiones oceánicas.

Energía eólica, energía de las olas, energía de las corrientes oceánicas La energía eólica es una forma indirecta de energía solar que se ha venido utilizando desde antiguo. Los molinos de viento en los Países Bajos (Europa), jugaron un impor­ tante papel en el bombeo del agua desde los polders hacia el exterior; las tierras ganadas al mar fueron regene­ radas para el cultivo. Los molinos también se han utiliza­ do para moler grano, en áreas bajas y llanas donde no existían cursos de agua suficientemente fuertes para utili­ zar la energía hidráulica. El diseí'ío de nuevos tipos de molinos de viento ha ocupado a los investigadores desde hace bastantes décadas. El abastecimiento total de elec­ tricidad a partir de la energía eólica es enorme: la Organi­ zación Meteorológica Mundial estima que el uso de ge­ neradores eléctricos a partir de la energía de este tipo en lugares favorables a lo largo y ancho del globo viene a ser alrededor de 20 millones de megawatts, un número cien veces superior al total de la capacidad de generación de energía eléctrica en los Estados Unidos. Sin embargo, todavía se han de resolver bastantes problemas en el desarrollo de ésta como fuente importante de recursos. El empleo de pequeí'íos y baratos molinos de viento para irrigación en la India ha suscitado un considerable interés, debido a que. las parcelas de cultivo son peque­ í'ías y el coste de las bombas con motor diese! o eléctricos es elevado. Las pequeñas turbinas impulsadas por viento constituyen una fuente prometedora de energía eléctrica suplementaria para granjas, ranchos o casas. El motor Daerrius con palas circulares que giran sobre un eje en posición vertical está adapt<Jdo para pequeí'íos generado­ res, cuya producción es menor de SO kilowatts. Las turbi­ nas eólicas que se pondrán en servicio y que serán poco a poco mejoradas, se ajustan a la escala de los propósitos a los que vayan destinados. Actualmente están en funciona­ miento turbinas con una producción que raya entre los SO y los 200 KW, al servicio de reducidas comunidades. Las turbinas eólicas con una capacidad de producción entre SO y 1 00 KW han sido instaladas en un gran número de lugares apropiados, formando grandes extensiones de molinos (Windfarms), los cuales están dispuestos en lar­ gas hileras a lo largo de las lomas; las turbinas intercep­ tan los vientos locales fuertes y frecuentes. Uno de tales lugares es el Paso de Tehachapi en California, donde los vientos con sentido sureste están encauzados en el Valle de San Joaquín, a través de estrechos pasos entre monta­ í'ías antes de entrar en el desierto Mohave. Otra localidad, situada a 80 km al oeste de San Francisco, es el paso de Altamont, entre los condados de Alameda y Contra Costa. En esta zona los vientos del oeste persistentes y diarios se forman como respuesta a la existencia de una superficie de baja presión en el Great Valley y hacia el este de este lugar. En ella se han instalado una serie de "windfarms" con un total de 3 .000 turbinas para la Pacific Gas and

Energía eólica, de las olas y de las corrientes oceánicas

FIGURA 6.26. Esta gigantesca turbina eólica está diseñada para generar 3 megawatts de energía eléctrica con vientos de 65 km/h. Está situada en Palm Springs (California) . (Southern California Edison Company.)

Electricity Company con un rendimiento superior a los SOO millones de kilowatts - hora de electricidad al afio. También existen turbinas eólicas de mayor tamaí'ío, susceptibles de generar entre i y 4 megawatts, que están en construcción en numerosos sitios. En 1 980, la Sout­ hern California Edison Company puso en funcionamien­ to turbinas con una capacidad de 3 megawatts en el paso de San Gorgonino, cerca de Palm Springs, donde la velo­ cidad del viento suele alcanzar los 27 km/h (figura 6.26). Esta unidad puede abastecer las necesidades de electrici­ dad para 1 .000 hogares, con un ahorro anual de combus­ tible de aproximadamente 1 0.000 barriles de petróleo con bajo contenido en azufre. Las máquinas para el aprovechamiento de la energía eólica adaptadas para trabajar sobre las superficies oceá­ nicas, se basan en diseí'íos especiales, utilizando una plataforma flotante, o bien mástiles sobre boyas flotantes que aguantarán turbinas cuyas hélices fueran orientables. Están previstas unas unidades capaces de producir gran­ des cantidades de energía eléctrica. Se instalarían en lugares alejados de las costas donde los vientos son per­ sistentes y adquieren unas velocidades medias superiores a las que se alcanzan en tierra. La energía procedente de las olas es otra forma de energía solar indirecta. La mayoría de las olas oceánicas se producen por la tensión que ejerce el viento reinante sobre la superficie marítima. Las olas se caracterizan por el movimiento vertical de las partículas de agua. Sola­ mente existe un ligero desplazamiento horizontal. Lo que realmente interesa es la energía cinética que viaja rápidamente con las crestas y valles del movimiento on-

10 5

dulatorio. Este tipo de energía se puede extraer o aprove­ char mediante la instalación de masas flotantes ancladas en el fondo marino. Así como ésta asciende y cae, un mecanis.no se pone en funcionamiento y dirige la ener­ gía transmitida a un generador. Unos sistemas neumáti­ cos, utilizando el principio de los fuelles, trabajan por la diferencia de presión que ejerce el agua circunda1.te, tan pronto el nivel del agua suba o baje. Algunos de estos mecanismos están en período de experimentación y pla­ nificación. El aprovechamiento energético a partir de los flujos de agua tales como la corriente del Golfo, o el Kuroshio, no es un proyecto actual. El denominado Programa Coriolis (Coriolis Program) estudia el efecto que concentra en los márgenes continentales el flujo de la corriente del Golfo; es un gran proyecto que aboga por Ja instalación de turbinas ancladas en el fondo oceánico para el aprove­ chamiento de la corriente marina. Cada una de ellas tendría un diámetro de 1 70 m y con una capacidad de 83 megawatts de energía eléctrica. La instalación de tan sólo 242 de tales ingenios producirían una cantidad de 1 0.000 megawatts -una gran parte de las necesidades energéti­ cas de Florida, y que equivale a 1 30 millones de barriles de crudo anual.

La circulación general y el medio humano

Hemos esquematizado Jos mecanismos y circuitos más importantes de transporte de calor sensible desde las

106

bajas latitudes hacia las altas. En primer Jugar tenemos las células de Hadley, las cuales funcionan como una máquina de calor singular y que transportan Ja energía calorífica desde el área ecuatorial a Ja subtropical. Las ondas de las capas superiores de la atmósfera Jo recogen y lo envían hacia latitudes polares realizando un inter­ cambio con el aire trío allí reinante. Las corrientes oceá­ nicas ejercen un papel similar a través de los grandes gi­ ros. La circulación general atmosférica transporta calor la­ tente a través del vapor de agua. Éste lo libera por con­ densación, en un proceso que examinaremos en el si­ guiente capítulo. El movimiento del vapor de agua representa también el transporte de grandes cantidades de este elemento y por ende su parte en el balance hídrico del globo. Los sistemas de vientos en las capas bajas de la tropos­ fera tienen una importancia ambiental directa. A su llegada a las cadenas montañosas costeras, después de un largo recorrido sobre superficies marítimas, estos vientos transportan grandes cantidades de vapor de agua que será devuelta en forma de precipitación sobre la costa. De esta forma la circulación de los recursos hídricos está en cierto modo determinada por Jos modelos de circulación atmosféricos. Los vientos también transportan contami­ nantes atmosféricos que serán llevados a decenas y cien­ tos de kilómetros lejos de su Jugar de origen. Todos éstos son los temas medioambientales relacionados con los vientos y que investigaremos en los dos capítulos pró­ ximos.

Vientos y circulación general

·

CAPÍTULO

7

Humedad atmosférica y precipitación

Hemos recalcado que tanto el calor como el agua son unos ingredientes vitalmente importantes en la biosfera, la capa viva. La vida animal y vegetal que se encuentra sobre la tierra y de las cuales el hombre depende para su sustentación, requiere la presencia de agua dulce. El hombre utiliza ésta de diversas maneras. La única fuente de suministro básica procede de la atmósfera a través de la condensación del vapor de agua, y es este estado el que nos ocupará principalmente en este capítulo, así como los procesos por los cuales pasa a los estados líquido o sólido para finalizar sobre las superficies oceá­ nicas o terrestres a través del proceso de precipitación. El agua, mediante la evaporación, abandona las super­ ficies marítimas y continentales volviendo de esta forma a la atmósfera. Evidentemente los caminos o trayectorias que sigue el agua forman una compleja red. Existe un balance hídrico a nivel planetario, tal como el que existía a nivel energético. El balance hídrico se realiza junto al flujo de materia, de forma que complementa el balance energético. Pasemos revista en primer lugar a conceptos y procesos básicos que el tema incluye, para una mayor comprensión del balance hídrico.

ra 7 . 1 ) . Las flechas indican los seis posibles cambios de estado. En meteorología, los intercambios de energía calorífica que acompañan a los cambios de estado son de Ja mayor importancia. Por ejemplo, cuando el agua se evapora, él calor sensible, que podemos medir y apreciar mediante el termómetro, pasa a una forma más oculta contenida en el vapor de agua y conocida como calor latente de vapo­ rización. Este cambio conlleva una disminución de la temperatura del líquido que lo contiene. Un efecto de enfriamiento de este tipo es el producido por la evapora­ ción de la sudoración de la piel. Por cada gramo de agua evaporado, cerca de 600 calorías de calor sensible pasan a forma latente. En el proceso inverso, una cantidad seme­ jante de energía se libera para convertirse en calor sensi­ ble con el correspondiente aumento de las temperaturas. De la misma manera, el proceso de congelación libera una cantidad de energía calorífica de 80 cal . por gramo de agua, mientras que el proceso de fusión absorbe una cantidad similar de calor, denominado calor latente de fusión. Cuando se da el proceso de sublimación, el calor ,.- -.',,;-_.....

Estados físicos del agua y calor

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Tal como se explicó en el capítulo 3, el agua se presenta bajo tres formas diferentes: 1) sólido, congelado en forma de cristal de hielo; 2) líquido, como agua; 3) gaseoso, vapor de agua. Desde el estado gaseoso, las moléculas pueden pasar a líquido por condensación; pero si las temperaturas son inferiores a Oº C, pasan directamente, por sublimación, a estado sólido en forma de agujas o cristales de hielo. Mediante la evaporación, el agua líqui­ da puede abandonar una superficie para convertirse en moléculas gaseosas, en forma de vapor de agua. E l paso de estado sólido (hielo) a gas (vapor de agua) y vicever­ sa, se denomina sublimación. De esta forma el agua pasa de estado líquido a sólido por congelación, y al revés por el proceso de fusión. Estos cambios pueden representar­ se en un triángulo en el cual los tres estados en que se presenta el agua ocupan cada uno de los vértices (figuEstados físicos del agua y calor

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FIGURA 7.L El agua en sus tres estados. Los cambios de uno a otro estado comprenden la absorción o liberación de calor.

107

absorbido por vaporización, o liberado por crjstalización, es aproximadamente igual a la suma de los calores laten­ tes de vaporización y de fusión.

Humedad La cantidad de vapor de agua que puede estar presente en el aire a una hora determinada varía enormemente de un lugar a otro. Puede alternar desde casi nada, en el aire frío y seco de las regiones árticas durante el invierno, hasta más de 4 o 5 % de un volumen dado de atmósfera en la zona húmeda ecuatorial. E l concepto de humedad se refiere a la cantidad de vapor de agua presente en el aire. Para una temperatura específica, la cantidad de humedad que puede contener una porción de aire tiene un límite definido que es conocido bajo el nombre de punto de saturación. Para una determinada temperatura, la proporción de vapor de agua relacionada con la máxima cantidad que pueda contener una porción de aire, es lo que llamamos hume­ dad relativa, y se expresa en tanto por ciento. Para el aire saturado, la humedad relativa es del 100 % ; cuando sólo está presente la mitad de la cantidad posible de vapor de agua que esta masa de aire puede contener, la humedad relativa será del 50 %, y etcétera. Un cambio en la humedad relativa de la atmósfera se puede atribuir a dos posibles causas. Si está expuesta a una superficie acuática, la humedad puede incrementar­ se por evaporación. Este proceso es lento, pues requiere que el vapor de agua se difunda hacia las capas altas de la atmósfera. La segunda forma es a través de un cambio de temperatura. Cuando no existe adición de vapor de agua, un descenso de las tempertauras puede incrementar la humedad relativa. Este cambio es automático pues la ca­ pacidad del aire para contener el agua en estado gaseoso disminuye con el enfriamiento, lo que resulta un incre­ mento en, ·el porcentaje de este elemento respecto. a la capacidad total de una porción de aire determinada. De forma inversa, un aumento de Iá temperatura acarrea una disminución de la humedad relativa, aun cuando no exis­ ta una liberación de vapor de agua. El principio de variación de la humedad relativa debi­ do a cambios en la temperatura queda refl,ejada en l a gráfica d e l a figura 7.2, en la q u e s e ilustran estas propie-

ºF

s·c 4h.

16ºC lOh.

32ºC 15h.

FIGURA 7.3. Los cambios de humedad relativa con la temperatura se deben a que el aire cálido tiene mayor capacidad de retención que el aire frío.

dades a lo largo del día: en el momento que la temperatu­ ra se eleva, la humedad relativa disminuye, y viceversa. Un sencillo ejemplo (figura 7.3) puede ayudar a com­ prender estas ideas. A las 10 h la temperatura del aire es de 16° C y la humedad relativa es del 50 %. A las 1 5 h el aire, caldeado por el sol, llega hasta los 32º C, la hume­ dad relativa, por tanto, habrá disminuido ostensiblemen­ te, hasta un 20 %, por lo que tendremos un aire seco. Poco a poco el aire se irá enfriando con el anochecer y hacia las 4 h su temperatura habrá disminuido hasta los 5º C. En este momento la humedad relativa habrá aumen­ tado hasta un 1 00 %, por lo que el aire está saturado. Un mayor enfriamiento ocasionaría la condensación del va­ por de agua excedente en forma líquida o sólida. Así como la temperatura continúe disminuyendo, la hume­ dad continuará en el 1 00 %, pero se llevará a cabo la condensación formando pequeñas gotitas de rocío o nie­ bla. En caso que bajase por debajo del punto de congela­ ción se formaría hielo en las superficies expuestas. El punto de rocío es la temperatura.crítica, el punto en el cual el aire se satura por enfriamiento. Por debajo del . punto de rocío la condensación suele aparecer produ­ ciendo diminutas gotitas de agua. Un excelente ejemplo de condensación por enfriamiento se puede observar en verano, cuando sobre jarras o vasos con agua congelada, en su exterior, se forman unos rosarios de gotitas de hu ­ medad.

Cómo se mide la humedad relativa

30 80

H.R. 2096

Pequella pacidad

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25 70

45 40 01-....11,__���,l.___jc,___J_�---'-�'------'�-'-�•�--·,__... Mediodía Medianoche 6 h. 18 h. Medianoche

FIGURA 7.2. Gráficas de humedad relativa, temperatura y punto de rocío durante mayo en Washington, capital. ( D atos procedentes del National Weather Service .)

108

La humedad del aire se puede medir de dos maneras diferentes: el higrómetro y mediante el psicrómetro. E l primero de ellos indica la humedad relativa sobre una esfera calibrada y los hay de diferentes tipos. El más sencillo de todos ellos utiliza cabellos humanos trenza­ dos que se estiran o acortan según la humedad relativa del medio, moviendo de esta manera una aguja (figura 7.4) . El registro continuo de humedad se realiza median­ te el higrógrafo, el cual utiliza un mecanismo similar al del higrómetro. El higrógrafo realiza, sobre una hoja de papel dispuesta en un cilindro rotatorio, una gráfica con­ tinua de la humedad ambiental. El psicrómetro utiliza un principio diferente . Consiste simplemente en un par de termómetros dispuestos de forma paralela (figura 7.5). Uno es del tipo ordinario; el otro posee un paño, humedecido continuamente, que envuelve el depósito. Cuando el aire está completamente saturado (la humedad relativa es del 1 00 %), no hay Humedad atmosférica y precipitación

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100

120ºF

Tem peratura

FIGURA 7.6. La máxima humedad específica de una masa de aire se incrementa claramente con el aumento de temperatura. FIGURA 7.4.

Un sencillo higrómetro casero.

evaporación en el paño humedecido y ambos termóme­ tros marcan la misma temperatura. Cuando el aire no está saturado del todo, hay evaporación, por lo que se enfriará el termómetro con la envoltura y registrará, por tanto, una temperatura inferior a la ordinaria. Debido a que el grado de evaporación depende de la sequedad ambiental, la diferencia entre las temperaturas de ambos termómetros se incrementará, al tiempo que disminuirá la humedad. Unas tablas nos indican la humedad relativa para deter­ minadas combinaciones de las lecturas de ambos termó­ metros. Para asegurar de que se l leva a cabo la máxima evaporación, ambos utensilios están unidos mediante una articulación giratoria a una manecilla con la cual se puede hacerlos girar. Otros tipos de psicrómetros utili­ zan un extractor de aire para retirar el que ha pasado ya por el depósito del termómetro húmedo.

Humedad específica Aunque la humedad relativa es un importante indicador del estado de vapor de agua contenido en el aire, es tan sólo una manifestación de la cantidad relativa presente

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FIGURA 7.5. El psicrómetro utiliza un par de termómetros. El termómetro con la ampolleta cubierta con el paño humedecido sobresale por debajo del termómetro seco. La manecilla se utiliza para balancear los termómetros al aire libre. (National Weather Service . )

Humedad especifica

en relación con la cantidad necesaria para saturar. La humedad existente en un momento determinado se indi­ ca mediante la humedad especifica, definida como la masa de vapor de agua expresada en gramos que se contiene en un kilogramo de aire. Para cada temperatura específica del aire, existe una cantidad máxima de vapor de agua que puede estar contenida·en un kilogramo de aire (el punto de saturación) . La figura 7.6 es una gráfica que refleja la máxima humedad que puede contener una porción de aire para un amplio repertorio de tempera­ turas. La humedad específica se utiliza, a menudo, para defi ­ nir las características higrométricas de una masa de aire. Por ejemplo, el aire frío y seco de las regiones árticas en invierno puede llegar a tener una humedad específica de me.nos de 0,2 g/kg, mientras que el aire cálido y húmedo de las regiones ecuatoriales suele contener más de 1 8 g/kg. La variación anual a nivel mundial e s tal q u e los valores máximos de humedad específica que se puedan obtener pueden llegar a ser 1 00 o 200 veces mayores que el valor más pequeño que podamos encontrar. La figura 7.7 es una gráfica en la que se observa la oscilación de la humedad relativa y la específica con la latitud. Obsérvese que la curva correspondiente a la humedad relativa presenta dos mínimos uno sobre cada cinturón de altas presiones subtropicales, donde se ha­ llan los desiertos tropicales del mundo. Al mismo tiempo la humedad es elevada en el Ecuador y en las zonas árticas. De forma inversa, la curva de la humedad especí­ fica presenta un único máximo en el Ecuador y declina hacia las altas latitudes. En un sentido más real, la humedad específica es un patrón geográfico para medir una fuente natural básica -el agua- que se puede aplicar desde las regiones ecua­ toriales a las polares. Es una medida de la cantidad de agua que se puede extraer de la atmósfera a través de la precipitación; así, mientras el aire frío tan sólo puede aportar una pequeña cantidad de lluvia o nieve, el aire cálido puede suministrarlo en grandes cantidades.

109

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FIGURA 7.7. Perfiles de polo a polo de la humedad relativa (gráfica superior) y la humedad específica (inferior) . (Datos procedentes de Haurwitz and Austin.)

Condensación y proceso adtabáttco La lluvia, la nieve, el cellisca o aguanieve, o bien el granizo, se refieren a un mismo fenómeno denominado precipitación. Solamente donde las extensas masas de aire experimentan una continua disminución de las tem­ peraturas por debajo del punto de rocío, la precipitación adquiere una considerable magnitud. É sta no ha de ocu- rrir tan sólo por el simple proceso de enfriamiento del aire por una pérdida de calor por irradiación de onda larga durante la noche; la precipitación requiere un as­ censo de la masa de aire hasta elevadas cotas. Una importante ley en meteorología establece que el aire ascendente experimenta una disminución de la tem­ peratura, aun cuando no se pierda energía calorífica ha­ cia el exterior. E l descenso de las temperaturas es el resultado de un decremento de la presión atmosférica en altura, permitiendo al aire ascendente expandirse. Debi­ do a que las moléculas del gas se hallan en forma difusa, y su movimiento no es rápido, la temperatura sensible del gas en expansión disminuye. A todo esto se le define como un proceso adiabático, lo que significa que "ocurre sin una pérdida ni ganancia de calor" . En el proceso adiabático, la energía calorífica permanece de la misma forma que perdura la materia dentro de una masa de aire. El proceso es, de esta manera, reversible en su totalidad. La expansión resulta siempre de un enfriamiento; la com­ presión, de un caldeamiento. En una porción de aire ascendente, el gradiente de descenso de la temperatura, denominado gradiente adia­ bático seco, es de 1 0º C por cada 1 .000 m de ascenso vertical . En unidades anglosajonas es de 5 ,5° F por cada 1 .000 pies. El gradiente adiabático seco se aplica tan sólo si no existe condensación. El gradiente vertical o punto de rocío también baja gradualmente con el ascenso de aire: el gradiente es de 2º C por cada 1 .000 m ( 1 ' F por 1 .000 pies). El gradiente adiabático de enfriamiento no ha de ser confundido con el gradiente de temperatura, expuesto en el capítulo 3; éste se aplica para el aire estable, cuya temperatura es medida en sucesivos niveles de altitud.

110

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Temperatura FIGURA 7.8. Disminución adiabática de la temperatura en una masa de aire ascendente. (Dibujo procedente de A.N. S trahler. The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 18.5 Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Las diferentes proporciones se observan sobre una sen­ cilla gráfica en la cual la altura se dispone en el eje de ordenadas y la temperatura en abscisas (figura 7.8) . La cadena de círculos unidos mediante flechas representa el aire ascendente a modo de burbujas. Supongamos que una porción de aire próxima a la tierra tuviese una tempe­ ratura de 20' C y que su punto de rocío fuese de 12' C; éstas son las condiciones iniciales de la figura 7.8. Si ahora la burbuja sufriese un ascenso continuo, su tempe­ ratura decrecería mucho más rápido que la del punto de rocío, por consiguiente ambas líneas convergerían rápida­ mente. A una altura de 1 .000 m la temperatura del aire coincidirá con la temperatura del punto de rocío, por lo que la burbuja habrá llegado a su punto de saturación. Si sube más alto el vapor de agua se condensará en diminu­ tas gotas de agua, partículas líquidas y se formará la nube. La base plana de ésta es un indicador visual del nivel de condensación. En cuanto la burbuja de aire saturado asciende, se lleva a cabo una mayor condensación, pero ahora se pone en fu ncionamiento un nuevo mecanismo: cuando el vapor de agua se condensa, el calor en forma latente se transfor­ mará en calor sensible el cual se añadirá al existente, contenido en la porción de aire. Recordemos que el calor latente de vaporización es de 600 calorías por cada gramo de agua. Originalmente, esta energía almacenada se ob­ tuvo mediante el proceso de evaporación en el momento que el vapor de agua entró en la atmósfera. Así como continúe la condensación dentro de una masa ascendente de aire, el calor latente liberado por condensación compensa en parte la disminución de tem­ peratura por enfriamiento adiabático. El resultado es que el gradiente .adiabático se verá enormemente reducido, oscilando entre los 3 y los 6' e por cada 1 .000 m (2 a 3' F por cada 1 .000 pies) . A éste se le denominará gradiente adiabático húmedo. Sobre la gráfica, esta reducción del gradiente se expresa por una mayor pendiente de la línea situada sobre el nivel de condensación. El valor más bajo del gradiente húmedo (3' C cada 1 .000 m) se aplica cuando la condensación es muy rápida, lo cual es caracte­ rístico en latitudes próximas al Ecuador. A medida que el Humedad atmosférica y precipitación

aire asciende y deviene cada vez más frío, la proporción con que se condensa el vapor de agua va disminuyendo, incrementándose, con ello, el gradiente adiabático hú­ medo hasta valores elevados (más de 6° C cada 1 .000 m) con lo que se acerca gradualmente al valor del gradiente adiabático seco ( 1 0º e cada 1 .000 m ) .

Constitución de las nubes Uita nube es una masa densa de partículas de agua o hielo, de un diámetro que oscila entre 20 y 50 micras. Cada partícula que la constituye se forma sobre un nú­ cleo de materia sólida, el cual en su origen tenía un diámetro que oscilaba entre 0,1 y 1 ,0 micras. Los núcleos de condensación han de estar presentes en gran número, al mismo tiempo que han de poseer características higros­ cópicas, que no es más que su composición sea suscepti­ ble de atraer moléculas de vapor de agua. En el capítulo 3 nos referíamos a éstas , en general, como diminutas partículas suspendidas a modo de polvo atmosférico y observábamos que una fuente de abastecimiento lo for­ maban las superficies marítimas. Las gotitas de agua pul­ verizadas, procedentes de la cresta de las olas, son rápida­ mente transportadas hacia las capas altas de la atmósfera mediante turbulencias del aire. La evaporación del agua libera un residuo sólido de sal cristalina, cuyas caracterís­ ticas higroscópicas son de todos conocidas. Sin ir más lejos, se puede observar cómo la sal de mesa o de cocina se vuelve húmeda en cuanto se expone a un aire cálido y húmedo. Aunque el término de "aire limpio" es una meta me­ dioambiental a conseguir, es un concepto del todo relati­ vo pues todo el aire de la troposfera está lleno de polvo y como resultado podemos decir que no hay carencia de núcleos de condensación apropiados . Tal como veremos en el tema de la contaminación atmosférica, la elevada cantidad de polvo que transporta el aire sobre las ciuda-

des ayuda substancialmente a la condensación y forma­ ción de nubosidad y niebla. Estamos acostumbrados a que el agua líquida se vuelva sólida, cuando la temperatura del medio que la rodea es inferior al punto de congelación o igual (Oº C) . El agua, en cada diminuta partícula que constituyen las nubes, permanece en estado líquido a temperaturas muy por debajo de 's u punto de solidificación. Tal estado de este agua se define como agua suben/riada. Las nubes están formadas en su totalidad por gotitas de agua a temperatu­ ras por debajo de, aproximadamente, - 1 2º C . Entre ésta y los -30º C la nube está compuesta por gotitas de agua y cristales o agujas de hielo. Por debajo de los -30º C lo que predomina en la nube son los cristales o agujas de hielo. Más allá de los -40º e todas las partículas son cristales de hielo . Las nubes muy altas y fibrosas formadas a altitudes comprendidas entre los 6 y los 1 2 km están compuestas por partículas de hielo.

Clasificación de las nubes por su forma Las nubes se clasifican de acuerdo a la altura donde se ubican y según su forma (figura 7.9) . Basándonos en la forma hallamos dos tipos de nubes: estratiformes, o capa de nubes estratificadas; cumuliformes, o nubes globu­ losas. Las nubes del primer tipo, estratiformes, son blanqui­ nosas y ocupan grandes extensiones. La importancia de este tipo radica en que nos indica la presencia de capas de aire que están obligadas a ascender gradualmente sobre una capa estable de elevada densidad. A medida que continúa su ascensión, se enfría adiabáticamente y la .condensación se efectúa sobre una amplia zona. Las nu­ bes de tipo estratiforme pueden ocasionar gran cantidad de precipitación en forma de lluvia o nieve. Las nubes cumuliformes son masas globulosas que se podrían representar a modo de burbujas de aire calenta-

Tipos de nubes agrupados en familias de acuerdo con su altura y su forma (dibujo de A.N. Strahler).

FIGURA 7.9.

Clasificación de las nubes por su forma

111

Nube de tipo cumulonimbos aislada, con precipitación en la base (U.S. Navy).

FIGURA 7.10.

do, que asciende espontáneamente debido a que poseen una menor densidad que el aire que las circunda. La precipitación producida por este tipo de nubes se realiza sobre una pequeña área. La figura 7.9 muestra dentro de las familias de nubes, cuatro clases: las tres primeras se definen de acuerdo con la altura (alta, media y baja); la cuarta categoría forma el tipo cumuliforme, el cual adquiere un buen desarrollo vertical y puede extenderse hasta alturas muy elevadas. En la Lámina B.5 se muestra una gran variedad de tipos de nubes. La familia de nubes más altas está constituida por los cirros y sus formas derivadas, cirrostratos y cirrocúmulos, que se hallan a alturas comprendidas entre los 6 y los 1 2 k m . Están compuestas por cristales de hielo. El cirro es una nube delicada, una nube arrizada, a menudo forman­ do rayas o líneas en el cielo. No impide el paso de la luz solar o lunar y aparece, al observador terrestre, como si tuviese un movimiento lento aparentemente . La realidad es muy distinta, los cirros se mueven a grandes velocida­ des y suelen indicar la presencia de la corriente en cho­ rro en altura. El observador puede conocer la dirección del viento en altitud mediante la interpretación de la formación fibrosa del cirro. El cirrostratos es una nube formada por cristales de hielo y que constituye una estra­ tificación, una capa, más homogénea, produciendo un halo alrededor del sol o de la luna. Allá donde la capa nubosa aparezca bajo una formación de piezas globula­ res, a modo de paquetitos, se les denomina cirrocúmu­ los. Es el clásico "cielo aborregado". Dentro de la familia de nubes de altura media, entre los 2 y los 6 km, se incluyen los altostratos y los altocú­ mulos. El primero de ellos forma una capa blanquecina, a menudo suavemente distribuida bajo el cielo. Su aparien­ cia suele ser algo grisosa y su base parece, normalmente, alisada; se puede observar, con frecuencia, el sol como si fuera una mancha brillante en la nube. Los altocúmulos son una capa formada por masas nubosas individuales, dispuestas muy próximas unas de otras y siguiendo un patrón geométrico. Las masas aparecen de un color blan­ quinoso, algo gris en los laterales y a través de los resqui­ cios entre nube y nube se puede observar el azul del cielo. Los altostratos se asocian con proximidad de mal tiempo, mientras que los altocúmulos son característicos de buenas condiciones climáticas.

112

En la familia de las nubes bajas, desde el nivel terrestre hasta los 2 km, tenemos los stratus, nimbostratos y los estratocúmulos. Los estratos son una capa densa, baja y gris, oscura, de nubes; cuando este tipo de nubes produ­ ce precipitación en forma de lluvia o nieve se le denomi­ na nimbostratos, el prefijo "nimbo" procede del latín "nimbus" que significa temporal de lluvia. Los estratocú­ mulos son una capa de nubes bajas, formadas por diferen­ tes masas individuales entre las cuales el cielo aparece abierto. Éstas suelen formar los típicos "caminos de nu­ bes" orientadas, en su ángulo recto, a la dirección del viento y el movimiento de las nubes . Este tipo de nubes está asociado con tiempo bueno o una mejoría, pero puede ocasionarse alguna precipitación procedente de alguna de estas masas. Las nubes con gran desarrollo vertical -nubes cumuli­ formes- pueden disponerse a alturas mayores o iguales a su dimensión horizontal. El cúmulo es una masa nubosa blanca, como un ovillo de lana. Los pequeños cúmulos están asociados con el buen tiempo. Los grandes cúmu­ los (cumulas congestus) muestran una base plana y una superficie muy abu ltada, algo parecido a la forma que tiene una coliflor. Este tipo de nubes tienen un blanco puro por el lado iluminado por el sol, mientras que por los laterales y por la base presentan un color gris os­ curo. Bajo determinadas condiciones, que serán explicadas más tarde en este mismo capítulo, estas masas individua­ les de cúmulos crecen de forma exorbitante hasta formar los cumulonimbos, la nube típica de tormenta. Éstas producen abundante precipitación y un gran aparato eléctrico y vientos racheados fuertes (figura 7 . 1 O). Este tipo de nubes se pueden extender desde los 500 m en la base, hasta los 9 o 1 2 kilómetros en la cima. Cuando las observamos desde lejos la cima de la nube aparece de un color blanco luminoso, pero vistas desde abajo oscurecen el cielo como si fuera a anochecer (Lámina B.6). Los procesos que se dan junto a los cumulonimbos serán explicados posteriormente y en conexión a las tormentas.

Niebla La niebla es simplemente una nube que se pone en contacto con la superficie marítima o terrestre. Constitu­ ye un peligro medioambiental para el hombre que vive en el mundo industrializado: la formación de la niebla sobre las autopistas o carreteras frecuentadas es causa de ' terribles accidentes en cadena , que pueden involucrar a docenas de vehículos, cobrándose, a menudo, una gran cantidad de desperfectos y vidas humanas; ocasiona la demora de los aterrizajes e incluso el cierre de muchos aeropuertos importantes, causando importantes pérdidas económicas en las líneas aéreas, así como la molestia de innumerables pasajeros que viajan en un día cualquiera. Desde hace siglos la niebla en los mares ha sido un peligro para la navegación. Actualmente, con los grandes superpetroleros, este fenómeno añade a las probabilida­ des de colisionar, las consiguientes pérdidas de petróleo. Por último, las nieblas contaminantes sobre núcleos de población se convierten en un peligro para la salud de sus habitantes pues se lleva, de vez en cuando, un sinnú­ mero de vidas humanas. Un tipo de niebla conocida bajo el nombre de niebla por irradiación se origina durante la noche cuando la temperatura de las capas inferiores de aire, que están Humedad atmosférica y precipitación

inmóviles, baja más del punto de rocío. Este tipo de niebla se asocia con la inversión térmica a bajo nivel o terrestre (figura 5 .8) . Otro tipo lo constituye la niebla de advección que resulta del. movimiento de una capa de aire cálido y húmedo sobre una capa de aire más frío, o bien sobre una cobertura nivosa. La pérdida de calor por irradiación hacia la tierra provoca una caída de las tempe­ raturas por debajo del punto de rocío, iniciándose pues la condensación. Un tipo similar al anterior se forma sobre los océanos, donde el aire procedente de una corriente cálida sopla a través de una superficie fría causada por una corriente fría subyacente. Las nieblas en los grandes bancos de Terranova se deben a este origen, pues en estos parajes la corriente fría del Labrador se pone en contacto con las aguas cálidas procedentes de la corriente del Golfo.

Tipos de precipitación Durante el rápido ascenso de una masa de aire saturada, las partículas que constituirán las nubes crecerán rápida­ mente alcanzando unas dimensiones que oscilan entre las 50 y las 1 00 micras de diámetro. E llas se unen median­ te colisiones adquiriendo tamaños mayores, 500 micras. Gotitas de esta talla constituyen, a su llegada a la tierra lo que forma la llovizna, una de las formas de precipitación reconocida. Una mayor coalescencia aumentará el tama­ ño de las gotas y producirá lo que denominamos lluvia. El tamaño medio de las gotas de agua varía entre las 1 .000 y las 2.000 micras de diámetro (1 o 2 milímetros) pero pueden llegar a alcanzar un diámetro máximo de 7 mm. El superar este tamaño significa su rotura por volverse inestables, dividiéndose, en su caída, en diferen­ tes gotitas. Otro tipo de lluvia se forma directamente por condensación a estado líquido y coalescencia de gotitas , cosa que suele ocurrir en nubes sobre las zonas ecuato­ riales y tropicales . La lluvia que encontramos en latitudes medias y altas se debe a la fusión de nieve en su recorri­ do hacia niveles bajos y más cálidos. La nieve se produce en las nubes como consecuencia de un proceso de mezcla de cristales de hielo y gotas de agua subenfriadas. La caída de los cristales forma como núcleos que interceptan gotitas de agua. En cuanto se adhieren, la película de agua se hiela añadiéndose enton­ ces a la estructura cristalina (figura 7 . 1 1 ) . Los cristales cuajan juntos fácilmente formando grandes copos de nie­ ve, cayendo, en consecuencia más rápidamente de la nube. Cuando la capa de aire subyacente presenta tempe­ raturas inferiores al punto de congelación, la nieve alcan­ za el suelo en forma de precipitación sólida; de otra forma se fundiría y llegaría en forma de lluvia. Un proce­ so contrario, la caída de gotitas de lluvia a través de una capa de aire más frío, provoca la congelación originando bolas o granos de hielo, esto forma lo que se denomina aguanieve en Norteamérica. En los países de habla ingle­ sa y castellana el aguanieve lo constituye la mezcla de nieve con lluvia. El granizo, otra forma de precipitación, consiste en grandes bolas o esferas de hielo cuya formación se expli­ cará posteriormente en la parte dedicada a las tormentas . Cuando la lluvia cae sobre un suelo helado que está cubierto por una capa de aire con temperatura inferior a O' C, el agua se transforma en hielo transparente manifes­ tándose sobre el suelo u otras superficies como árboles, casas, tendidos eléctricos, de teléfonos (figura 7 . 1 2 ) . La cobertura de hielo se denomina verglás y el fenómeno

Cómo se mide la precipitación

FIGURA 7.11. E stos cristales de nieve muy aumentados fueron seleccionados por su variedad y su belleza. Fueron fotografiados por W.A. Bentley, un granjero de Vermont que consagró su vida a fotografiar copos de nieve. (National Weather Service.)

que lo ocasiona tormenta de hielo. De hecho, el hielo no cae, de modo que la cubierta de hielo no es una forma de precipitación. Los temporales de hielo causan grandes daños, especialmente en los tendidos eléctricos y telefó­ nicos, ramas de árboles; las carreteras y las aceras se vuelven especialmente peligrosas para circular por ellas.

Cómo se mide la precipitación La precipitación se mide por la cantidad que se recoge de ella, por unidad de tiempo: por ejemplo en centímetros o

FIGURA 7.12. Cables de teléfono y ramas abundantemente cubiertas de hielo como resultado de una tormenta de hielo que ocasionó grandes danos al este del estado de Nueva York en enero de 1943. (National Weather Service and New York Power and Light Co., Albany, N.Y.)

113

Ascensión de una burbuja de aire calentada formando una nube de tipo cúmulos. (Dibujo de A.N. Strahler. Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.7 Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 7.14.

Pluviómetro homologado de 20 cm de capacidad utilizado por el Servicio Meteorológico Nacional de los Estados Unidos (izquierda) . Pluviómetro de plástico de 10 cm de capacidad mostrando el embudo y un tubo graduado en su interior (derecha). (Sciences Associate !ne., Princeton, N.J.)

FIGURA 7.13.

milímetros , o pulgadas en los países anglosajones, por hora o día. Un centímetro de lluvia es una cantidad suficiente como para poder cubrir el suelo con la misma altura de agua teniendo en cuenta que no se perdiese nada por evaporación, escorrentía o filtración en el suelo. Una forma sencilla de calibrarla puede hacerse mediante un recipiente cuyas características habrían de ser: una base plana y que el costado y la base formen un ángulo recto. Una vez recogida, se mide el espesor de agua acumulada. El tiempo de acumulación ha de procurarse que no sea excesivo, pues por el contrario se perdería líquido por evaporación, falseando los resultados. Una pequeña cantidad de precipitación, tal como 2 mm, hace que el espesor de líquido sea demasiado delgado para medirla con precisión. Para superar esta dificultad, así como para reducir las pérdidas por evapo­ ración, el pluviómetro está construido con forma cilíndri­ ca en cuyo interior hallamos un embudo conectado a un estrecho tubo (figura 7 . 1 3 ) . Una pequeña cantidad llena­ rá el estrecho conducto hasta una altura considerable, de manera que se puede efectuar una lectura sencilla una vez se disponga de una escala graduada. Este aparato requiere un frecuente vaciado a menos que disponga de mecanismos apropiados para este fin. La precipitación en forma sólida, tal como la nieve, se mide mediante fusión de una muestra de una columna de nieve y su posterior reducción a su equivalente en agua. De esta forma ambos registros, los de nieve y los de lluvia, pueden compararse. Normalmente, una capa de 1 0 c m d e nieve e s equivalente a 1 c m d e agua, pero esta proporción puede ser de 30 cm a 1 cm para nieve poco densa y recién caída y de 2 a 1 en nieve vieja y fundida.

Cómo se produce la precipitación •

La precipitación en cantidades significativas se produce mediante dos tipos de mecanismos básicos: uno es un

114

ascenso espontáneo de aire húmedo; el otro, el ascenso forzado del aire que contiene humedad. La primera se asocia con la convección, un movimiento de la atmósfera que consiste en fuertes corrientes ascen­ dentes que se llevan a cabo en las células de convección. Este aire se eleva súbitamente en la célula debido a su menor densidad con respecto al aire que le rodea. Quizás una buena analogía sería el ascenso del aire calentado en una chimenea, sólo que a diferencia de éste, el ascenso de aire en una célula de convección se realiza a modo de impulsos, como burbujas de aire que suben en continua sucesión. Para ilustrar el proceso de convección, pongamos el siguiente ejemplo. Supongamos que una mañana clara y cálida de verano el sol brilla sobre un paisaje de parcelas de bosques y de campos. Ciertas superficies, como la tierra desnuda, se calientan más rápidamente y transmi­ ten este calor mediante radiación de onda larga a la capa de aire adyacente. Este devendría caliente, mucho más que el aire que lo rodea, y comenzaría a elevarse como un globo, como una burbuja, poco después de ser liberado. A menudo estos movimientos son denominados por los aeronautas como "térmicos" y éstos los utilizan para ele­ varse. A medida que el aire asciende, se enfría adiabáticamen­ te, de modo que finalmente su temperatura está por debajo del punto de rocío. La condensación comienza y la columna de aire ascendente aparece como un cúmulo. La base plana de esta nube nos indica el nivel de conden­ sación (figura 7.14) . La "coliflor", la parte superior de la nube , representa el límite de ascenso del aire cálido. Cuando la burbuja de aire está suficientemente enfriada por el proceso adiabático, cesa de ascender y queda parado el proceso de condensación. Entonces el peque­ ño cúmulo se disuelve, después de ser arrastrado por el viento. Bajo unos diferentes condicionantes atmosféricos, la convección continúa un desarrollo libre, incontrolado, de forma que la nube crece hasta convertirse en un cumulonimbos o nube de tormenta, la cual producirá grandes chubascos. ¿Por qué se lleva a cabo un crecimiento espontáneo de una nube continuando más allá de sus condiciones ini­ ciales, mucho después de que el aporte de energía calorí­ fica haya cesado? De hecho, un calentamiento desigual de la capa inferior de la atmósfera sirve solamente de efecto disparo para llevar a cabo una corriente ascenden­ te de forma espontánea, y alimentada por la energía calorífica latente liberada por la condensación del vapor de agua. Recordemos que por cada gramo de agua formaHumedad atmosférica y precipttact6n

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Temperatura Bajo condiciones de estabilidad del aire A, el aire se resistirá a ascender. Bajo condiciones de inestabilidad B, asciende espontáneamente. FIGURA 7.15.

do por condensación, se liberan 600 cal . Este calor actúa como el combustible en una hoguera. El aire susceptible de elevarse de forma espontánea durante la condensación se denomina aire inestable. En tal tipo de aire la corriente ascendente tiende a acrecen­ tarse con el tiempo, tanto como una hoguera se aviva a medida que la corriente ascendente genera un mayor aporte de oxígeno en su parte inferior. Naturalmente a elevadas altitudes la mayor parte del volumen de vapor de agua ha condensado y ha caído en forma de precipita­ ción, por lo que la fu ente de energía se pierde. Cuando esto ocurre, la célula de convección se debilita y el aire cesa de ascender. El aire inestable que genera, a partir de una convec­ ción espontánea, grandes aguaceros y tormentas, se halla con mayores probabilidades en áreas cálidas y húmedas, tales como las regiones tropicales y ecuatoriales. A lo largo del año y en las latitudes medias tan sólo se forman durante la estación estival. La figura 7 . 1 5 nos ayudará a explicar porqué un ascenso súbito de aire, el cual ocasiona una intensa convección, puede llevarse a cabo solamente cuando determinadas condiciones del aire son favorables. En el diagrama A tenemos relacionadas las variables de la altura con la temperatura del aire. Los círculos pequeños representan una porción de aire forzada a elevarse continuamente a mayor altura, siguiendo en su enfriamiento un gradiente adiabático seco. A la derecha de ésta, una línea nos muestra la temperatura del aire circundante, no perturba­ do, cuyo gradiente de enfriamiento es el normal del medio. Supongamos que la burbuja de aire es forzada a ascen­ der repentinamente desde el suelo, donde tenemos una temperatura de 30º C. Una vez que haya recorrido 500 m de desnivel, su temperatura habrá disminuido 5º c, ad­ quiriendo una temperatura de 25º C, mientras que la del aire que la envuelve, el medio, poseerá 2º C más, siendo por tanto de 27° C. El aire de la burbuja será de esta forma más frío que el del medio y, en consecuencia, si no la

Cómo se produce la precipitación

fozamos a ascender más, su tendencia natural será des­ cender a tierra. Estas condiciones corresponden a un aire estable, incapaz de producir células convectivas, debido a que se resistiría poderosamente a cualquier ascensión. Cuando la capa inferior del aire está excesivamente caldeada, el gradiente térmico del medio se incrementará y el aire devendrá inestable. El diagrama B de la figura 7 . 1 5 muestra una pendiente de 1 2º C/1 .000 m para el gradiente geométrico vertical. (En la gráfica viene repre­ sentada por una recta con poca inclinación.) A la derecha se muestra una porción o burbuja de aire con una tempe­ ratura 1 º C superior a la del aire que la rodea. Comienza a ascender espontáneamente debido a que posee una me­ nor densidad y, asimismo, ocasionado por un calenta-

FIGURA 7.16.

Esquema del interior de una célula de tormenta.

115

Este granizo del tamaño de huevos de gallina (flecha) cayó sobre Girard ( I llinois).

FIGURA 7.17.

miento diferente de la superficie terrestre. Aunque se enfría adiabáticamente durante su ascensión, la burbuja a los 600 m posee una temperatura de 24º C, pero sigue siendo superior a la del medio. La burbuja de aire, hasta entonces, sigue siendo siem­ pre más ligera que el aire del medio que la envuelve, y continuará ascendiendo. A los 600 m alcanza el punto de rocío, con Jo que se inicia Ja condensación. Ahora Ja burbuja se enfriará siguiendo un gradiente adiabático húmedo, más reducido (3º C/1 .000 m) debido a que el calor latente es liberado a través del proceso de conden· sación, compensa el enfriamiento producido por la ex· pansión. A una altura de 1 .000 m Ja burbuja es todavía más cálida que el medio, por lo que continuará aseen· diendo de forma espontánea. Generalmente el gradiente geométrico vertical del aire cargado de vapor de agua está asociado con Ja inestabilidad.

Tormentas La convección se manifiesta a través de la tormenta, y ésta está asociada con una nube alta y densa conocida como cumulonimbos, en la cual se desarrollan fuertes corrientes de aire ascendentes. El trueno y el rayo son fenómenos que la suelen acompañar y la lluvia suele ser intensa, ocasionando fuertes aguaceros de corta dura­ ción. Antes de iniciarse el temporal suele desarrollarse un fuerte viento superficial . Una única tormenta est<í constituida por células indivi· duales, por las que asciende el aire en una sucesión de porciones de aire, a modo de burbujas (figura 7 . 1 6 ) . En el momento en que cada una asciende, transporta aire de las regiones subyacentes en una fase denominada etapa cumuliforme. El aire levantado por una célula tormento· sa puede alcanzar velocidades verticales superiores a los 60 km/h. La precipitación se realiza en forma de lluvia en Jos niveles inferiores, mezcla de agua y nieve en los medios, y nieve en los altos. A medida que se aproxima a los niveles superiores, los cuales pueden situarse entre 6 y 12 km de altura, la velocidad de ascenso va disminuyendo, y la cima de la nube se conforma en Ja dirección del viento, adqui· riendo una configuración característica de yunque. Las partículas de hielo en su caída desde lo alto de la nube actúan como núcleos de condensación en Jos bajos nive­ les, en un proceso denominado de inseminación de la nube. La rápida caída de las gotas de agua, procedentes de las burbujas ascendentes, ejercen una fricción sobre el

116

Una fuerte granizada devastó un campo de maíz. (NCAR photograph.)

FIGURA 7.18.

aire, lo cual genera una corriente descendente . Se pone de manifiesto en el suelo cuando la precipitación adquie· re visos de intensidad. Esta corriente descendente forma también intensas ráfagas que puede llegar a ser lo sufi­ cientemente fuertes como para derribar árboles o dañar sobremanera los edificios. En sus esfu erzos por modificar el fenómeno climático en diversos sentidos, el hombre ha empezado a utilizar Jos modernos principios de la meteorología. Un tema es el de incrementar las precipitaciones sobre áreas que padecen sequía; otro es el de disminuir los efectos de las tormentas. Para lo primero se induce a Ja formación de lluvias convectivas mediante inseminación artificial de las nubes -introducción de diminutas partículas en densos cúmulos-. Las partículas introducidas pueden ser, por ejemplo, de yoduro de plata fumigado, el cual sirve de núcleo de condensación y en consecuencia in· crementa el tamaño y la altura de los cumulonimbos, y quizás con un incremento de la pluviosidad. En 1978 y en 1 981 se efectuaron sobre Florida unas pruebas llevadas a cabo con mucho cuidado, cuyos resultados resultaron negativos, es decir, no se confirmó un aumento de la precipitación; sin embargo, la opinión sobre su eficacia o no, todavía se halla dividida entre la comunidad de me­ teorólogos.

El granizo y los rayos: peligros medioambientales En conexión con las tormentas y añadiéndolas a las ra­ chas de vientos fu ertes y a las trombas de agua, tenemos otros peligros medioambientales que pueden ser: el gra­ nizo, los rayos y los tornados. El granizo está formado por acumulación de capas de hielo sobre partículas de hielo que se encuentran sus­ pendidas en las grandes corrientes ascendentes que se forman en el interior de las nubes de tormenta. El fenó· meno se puede asemejar a la formación de una capa de hielo sobre un avión que vuela a través de una nube que contiene gotitas de agua subenfriadas. Después de que las piedras de granizo hayan aumentado su tamaño, que pue­ de ser de un diámetro de 3 a 5 cm, escapan a las corrien· tes ascendentes cayendo al suelo (figura 7 . 1 7) . Un aspecto i mportante de Ja futura modificación climá· Humedad amwsférlca y precipitación



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tica está en relación con la reducción de la severidad del granizo, de las tormentas de granizo. Anualmente las pérdidas de destrucción de cultivos debidas a este fenó­ meno se elevan a muchos cientos de millones de dólares (figura 7 . 1 8 ) . Los daños producidos en los trigales son particularmente intensos en el cinturón norte, al sur de los High Plains, que se extiende a través de los estados de Nebraska, Kansas y Oklahoma (figura 7 . 1 9) . Una ma­ yor extensión, pero con una frecuencia algo menor de las lluvias de granizo es la que se despliega hacia el este, generalmente desde las Montañas Rocosas hasta el Valle del Ohio. En esta área, el cultivo de mayor difusión es el maíz. Actualmente los científicos están estudiando las nubes de tipo cumulonimbos de forma aislada, ya que son las responsables de este fenómeno. Las investigacio­ nes tienden a desarrollar técnicas de inseminación de nubes, por medios con los cuales se pueda reducir el riesgo de piedra. Otro efecto de las células de convección es la forma­ ción de relámpagos y rayos, uno de los peligros del medio que produce mayor mortandad entre las personas, el ganado, y es la causa de incendios forestales y de edificios. Los rayos no son más que un gran arco eléctri­ co, un gigantesco chispazo, que puede ocurrir entre una nube y el suelo (el rayo) o bien entre nube y nube (el relámpago) pudiendo ser su descarga entre 60.000 y 100.000 amperios . El rápido calentamiento y la expansión del aire, producidas en la zona afectada por el rayo, envía hacia el exterior unas potentes ondas sonoras que reco­ nocemos como trueno. En los Estados Unidos, los rayos producen un promedio anual de 1 50 muertes en seres humanos y unos daños en las propiedades valorados en 100 millones de dólares, incluyendo incendios provoca­ dos por los rayos.

Precipitación orográfica El ascenso forzado de grandes masas de aire ocurre bajo dos condiciones iniciales muy diferentes. Cuando los vientos predominantes tropiezan con un sistema monta­ ñoso, la capa de aire, como un -wdo, tiende a subir y superar la barrera. La precipitación que se produce de esta forma se denomina lluvia o precipitación orográfica y está relacionada con la presencia de montañas. Una capa de aire frío puede actuar de la misma forma que una

Precipitación orográfica

·

FIGURA 7_ ¡ 9_ Media anual del número de días con granizada. Este mapa está 4 confeccionado a partir de los datos obtenidos de 200 observatorios del Servicio de Meteorología Nacional durante el período 1899·1938. ( Datos obtenidos del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos.)

barrera montañosa. El aire caliente en movimiento a me­ nudo encuentra una capa de aire más frío. Este último, al ser más denso que el primero permanecerá en niveles en contacto con el suelo y actuando a modo de barrera a la progresión del aire cálido, viéndose obligado a ascender. Otro modelo semejante es el de una masa de aire frío en movimiento que fu erza a ascender el aire cálido que sale a su paso, por encima suyo. La precipitación resultante de este último proceso se explica en el capítulo 8 . L a figura 7 . 2 0 muestra los pasos asociados con l a pro­ ducción de este tipo de precipitación: el aire húmedo después de haber sobrepasado una superficie oceánica llega a la costa; a medida que el aire asciende por la vertiente de barlovento, se enfría siguiendo un gradiente adiabático seco y no será hasta que llegue al nivel de condensación cuando se produzca la precipitación. Una Altitud 3000 m Aire cálido y húmedo

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FIGURA 7.20. El ascenso forzado de las masas de aire oceánicas producen precipitaciones y desiertos orográficos o "sombras de pluviométricas" . (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers. figura 1 8.24, Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

117

Pulg.

2 4 6 8 10 12 16 20 30 40 50 60 70 80 100

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Lluvias de convección

30º

10

FIGURA 7.22. Esquema del intercambio de vapor de agua en el globo sobre una sección meridional. (De A . N . Strahler, "The L ije Layer" jour. of Geography, vol. 69, n.0 2, pág. 74, figura 3, Copyright, 1970 por The journal of Geography, reproducido con permiso.)

Mts FIGURA 7.21. Un buen ejemplo d e l efecto d e la orografía e n la precipitación s e obtiene en el estado d e California. Las isoyetas están en centímetros.

vez traspasadas las cumbres, el aire comienza a descen­ der por sotavento sufriendo en estos momentos un reca­ lentamiento debido a que sigue un proceso adiabático seco, y puesto que no existe una fuente capaz de suminis­ trarle humedad, se reseca. Una vez conseguida una altura semejante a la inicial el aire es mucho más cálido, por lo que se forman los desiertos orográficos o "rainshadow ""'. Muchos de los desiertos más importantes de la tierra resultan de este origen. El chinook es un viento cálido y reseco que sopla frecuentemente en las cordilleras de la costa este de los Estados Unidos. Este tipo de viento provoca una fuerte y rápida evaporación de la humedad del suelo y funde fácilmente la nieve. Es el resultado de la mezcla, median­ te turbulencias, de las capas de aire inferiores con las superiores en la vertiente de sotavento. Las capas altas contienen muy poca humedad al principio pero se rese­ can y recalientan cuando llegan a niveles inferiores . Un tipo de viento similar al chinook, es el Fohn (Foehn) , el cual sopla en la vertiente norte de los Alpes austríacos . Un excelente ejemplo de la precipitación de tipo oro­ gráfico y de los desiertos de este origen se puede hallar en el lejano oeste de los E E . U U . En el mapa de California • N . de T.: sombras pluviométricas.

118

de la figura 7 . 2 1 muestra Ja media anual de precipitación, mediante la utilización de líneas con el mismo valor denominadas isoyetas. Los vientos permanentes del oeste o westerlies aportan aire húmedo procedente del océano Pacífico, sobre las cordilleras costeras del norte y centro de California y sobre la gran Sierra Nevada, cuyas cimas tienen una altura de 4 .000 m sobre el nivel del mar. Sobre la vertiente de barlovento cae una abundante pluviosidad que nutre la exuberante vegetación que alberga. Una vez sobrepasada la cadena de Sierra Nevada en dirección hacia el este, el aire húmedo baja hasta el nivel del mar, y todavía más hasta alcanzar el Valle de la Muerte. Como resultado de un calentamiento adiabático disminuye la humedad, produciendo parte de la zona desértica de América, y el cual cubre una franja del este de California y todo el estado de Nevada. Muchas de las lluvias orográficas en bajas latitudes son, de hecho, de tipo conveccional, las cuales toman un cariz de fuertes aguaceros y tormentas. Las tormentas de con­ vección se caracterizan por la ascensión forzada de aire inestable, en el momento que sobrepasa una cadena montañosa. Las lluvias monzónicas torrenciales de los sistemas montañosos asiáticos y los del este de la India, entran dentro de este tipo. Por ejemplo, Cherrapunji, una estación meteorológica situada en un monte encarado a la corriente de aire procedente d eI monzón de verano en el noreste de la India, posee un promedio de lluvias anuales de 1 .082 cm.

Cal.or latente y el balance energético e búlrlco del planeta El conocimiento de los procesos de condensación y pre­ cipitación nos permite echar, de nuevo, una ojeada al Humedad atmosférica y precipitación

balance energético del planeta e incluir el mecanismo de transporte del calor latente. La figura 7 . 2 2 es un esquema que muestra cómo se relacionan la evaporación y la con­ densación en el intercambio energético en cada una de las zonas latitudinales. Podemos afiadir los modelos de tr:msporte de vapor de agua a través de los paralelos, que constituyen el trasvase de materia y que a su vez forma parte del balance hídrico de la tierra. En la figura 7.23 se ilustra el promedio anual de transporte de vapor, expresa­ do en unidades de 1 0 15 kg de agua. Revisemos los inter­ cambios de energía y el trasvase de agua existente para cada área latitudinal. La zona ecuatorial se distingue por un ascenso de aire cálido y húmedo a u:avés de incontables células de con­ vección, el cual alcanza el límite de la troposfera. A medida que se forman la condensación y precipitación, se liberan enormes cantidades de energía almacenada en forma de calor latente. A esta zona, debido al reconoci­ miento de la intensa producción de calor sensible por condensación, se le denomina el "fogón" del planeta. El movimiento hacia el Ecuador para reemplazar el aire que asciende, forma los vientos del este tropicales o alisios que forman parte de las células de circulación de Hadley. El agua que se evapora de las superficies oceáni­ cas en las Altas subtropicales es llevado hacia el Ecuador en forma de vapor. Esto se puede observar en la figura 7.23 mediante dos extremos situados a los 10' N y S de latitud. (Donde la gráfica está dibujada en la parte supe­ rior de la línea central, el movimiento tiene dirección norte; donde se sitúa en la parte inferior, tiene dirección sur.) Ahora nos encontramos en las latitudes medias donde las ondas que se forman en las capas altas de la atmósfera están continuamente configurándose y disolviendo en

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Gráfica del promedio anual de transporte meridional de vapor de agua. (Fuente: W . D . Sellers, 1965, Physical Climatology. Univ. of Chicago Press . , pág. 94, figura 29. Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.29 Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 7.23.

Las tormentas convect1vas como flujo de materia y energía

los "westerlies " . En estas regiones, por advección, los anticiclones y depresiones intercambian el aire frío polar por aire cálido tropical a lo largo de los paralelos. Tam­ bién el vapor de agua se transporta en dirección hacia los polos, alcanzando su mayor proporción de flujo en las latitudes 40' N y 40' S tal como muestra la . figura. La condensación debida a las tormentas ciclónicas elimina el vapor de agua de la troposfera y en cantidades mayores en las altas latitudes, de manera que el movimiento de vapor de agua declina, alcanzando valores nulos, en los polos .

Las tormen tas convectivas como flujo de materia y energía Las tormentas convectivas, en las cuales se produce preci­ pitación, pueden imaginarse como un sistema abierto, tal como se refleja en la figura 7.24. La tempestad puede estar constituida por una única célula de tormenta o por un grupo de ellas. El límite lateral de este sistema es arbitrario y puede consistir en una superficie vertical imaginaria que rodea la tempestad por los costados . La superficie del suelo y la tropopausa pueden considerarse como los límites inferior y superior, respectivamente, de este sistema. Se reconocen dos formas de aporte energéti· co: la primera procede de la radiación solar directa, la cual calienta el aire e incrementa la cantidad de calor sensible almacenado; la segunda tiene su origen en el calor latente por evaporación de una superficie terrestre húmeda, o de una superficie oceánica. Para simplificar nuestro análisis prescindimos de cualquier aporte debido a movimientos horizontales del aire a través de los lími­ tes laterales, pues de la misma forma podríamos pensar que nuestro sistema pierde la misma cantidad de energía. La condensación, por la cual el aire ascendente libera calor sensible, incrementa la cantidad de calor sensible en la masa total de aire. Por almacenaje, el sistema libera energía por dos caminos indiferentemente: en forma de radiación de onda larga, o por el transporte de calor sensible a través de gotas de agua o copos de nieve . No se tiene en cuenta la pequefia cantidad de calor comunicada desde la capa inferior de aire, hacia la tierra. La parte inferior de la figura 7.24 muestra un sistema abierto de materia, el cual puede coordinarse con el sistema energético (el estado sólido, hielo, se incluye junto con el estado líquido). Durante una tormenta, la mayor actividad se concentra en el cambio de estado del agua, desde su forma gaseosa a su forma líquida, produ­ ciendo entonces la precipitación. La evaporación de la precipitación puede llevarse a cabo con la transforma­ ción de paqe del agua líquida a estado gaseoso, tal como se puede observar en el circuito de vuelta del dia· grama. Yendo más allá de nuestras perspectivas iniciales, po· demos imaginar este sistema como representación del proceso global de precipitación, sobre un promedio de largos lapsos de tiempo. El sistema energético global tendría un aporte limitado a la radiación de onda corta y unas salidas limitadas a la radiación de onda larga hacia el espacio exterior. El sistema global de materia refleja una entrada por evaporación del agua líquida almacenada sobre los continentes y océanos, y de nuevo una vuelta de agua en estado líquido a estos anteriores acumulado· res iniciales.

119

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FIGURA 7.24. Diagrama esquemático de u n a tormenta de convección como un sistema de flujos de materias y energías.

Se asemejaría enormemente al diagrama del ciclo hídrico (figura 1 0 . 3 ) , a excepción de la transferencia que se realiza desde los continentes hacia los océanos, que sería excluida del sistema.

Contaminación atmosférica Podemos hacer buen uso de lo aprendido sobre los pro­ cesos de condensación y precipitación cuando examine­ mos los cambios inducidos y producidos por el hombre en el medio atmosférico. Son cambios inadvertidos, re­ sultado de un largo crecimiento urbano e industrial, que han incrementado la proporción de la quema de combus­ tibles fósiles (hidrocarburos) desde, aproximadamente la mitad de siglo pasado. Hemos considerado anteriormen­ te los efectos térmicos de la introducción ( " inyección") de dióxido de carbono en la atmósfera. Volveremos aho­ ra, de nuevo, a considerar los diversos tipos de materias extrañas o contaminantes, dosificadas por el hombre en las capas inferiores de la atmósfera y los efectos sobre la calidad del aire y sobre los climas urbanos. Reconocemos dos tipos de contaminantes. Primero, hay partículas sólidas y líquidas, las cuales serán designa­ das , de forma general, como partícula; sólidas. El polvo que encontramos en el humo procedente de la combus­ tión, además de los que de forma natural hallamos for­ mando parte de nubes y nieblas, entran dentro de esta categoría. Segundo, hay componentes en estado gaseoso incluidos bajo el nombre genérico de contaminantes

120

químicos " los cuales no se hallan en cantidades suscepti­ bles de medirse, normalmente, en el aire límpido, y alejado de las regiones densamente habitadas o industria­ lizadas. (El exceso de dióxido de carbono producido por combustión no se clasifica normalmente dentro de los contaminantes de este tipo.) Uno de los grupos de contaminantes químicos, produ­ cidos por las áreas urbanas e industriales, es de origen primario, producto, por ejemplo, de una fuente instalada sobre tierra. Los gases que componen este grupo son: el monóxido de carbono (CO ) , dióxido de azufre (S02) y óxidos de nitrógeno (NO, N02, N03) y componentes hidrocarbonatados. Sin embargo, estos contaminantes no se pueden tratar separadamente de las partículas sólidas, debido a que a menudo se combinan cori determinadas partículas suspendidas en el aire. Sabemos que ciertas materias, particularmente la sal marina, poseen caracte­ rísticas higroscópicas y se combinan fácilmente con el agua, que a su vez absorberá los contaminantes. Gran parte del monóxido de carbono, la mitad de los hidrocarburos, y cerca de un tercio de los óxidos de nitrógeno, provienen de los tubos de escape de las má­ quinas diese! o de gasolina de los vehículos. La genera­ ción de la electricidad y diferentes procesos industriales contribuyen con la emisión de óxidos de azufre, puesto que el carbón, en general, y los combustibles de baja •Al conjunto de partículas sólidas y contaminantes químicos, se conoce como poluantes, que son substancias que se hallan en el aire con una concéntración superior a lo normal.

Humedad atmosférica y precipitación

calidad utilizados para estos propósitos son comparativa­ mente ricos en este elemento. Estas mismas fuentes su­ ministran, también, gran parte de las partículas sólidas. Las cenizas componen la fracción gruesa de las partículas de hollín emitidas por las chimeneas de las plantas gene­ radoras. Éstas se depositan rápidamente en lugares próxi­ mos a la fu ente. Los combustibles utilizados para la cale­ facción en los edificios contribuyen, en una proporción comparativamente menor, a la contaminación del aire, pues se suele utilizar fuel-oil de alta calidad y bajo conte­ nido en azufre, además de que queman de forma comple­ ta. Las partículas finamente divididas de c�rbono se inclu­ yen en gran parte del humo de combustión y es suscepti­ ble de permanecer en suspensión casi de forma indefini­ da debido a su tamaño coloidal. Los incendios forestales son una segunda fuente suministradora de partículas. La quema de residuos, al contrario, es un contribuyente de poca relevancia en todas las categorías de poluantes. En el smog de las ciudades hay, y añadiéndolos a los ingredientes ya mencionados, ciertos elementos quími­ cos contenidos en partículas procedentes de los automó­ viles y los escapes de los vehículos. Son partículas que contienen plomo, cloro y bromo en su composición. Cuando las partículas y los contaminantes químicos están presentes en una elevada densidad sobre un área urbana se forma una mezcla denominada smog. Casi cada persona que vive en grandes ciudades está familiarizada con las consecuencias de esta capa, debido a su efecto de irritación en los ojos y en el sistema respiratorio y su capacidad para ocultar, visualmente, objetos distantes. Cuando las concentraciones de materia suspendida son menores, que son las responsables de camuflar las formas de los objetos pero no de otra cosa, las condiciones atmosféricas se denominan neblina o calima. En masas de aire estancadas se levanta ésta de forma completamen­ te natural como resultado de la mezcla de superficies de diferentes materias . La calima se presenta siempre que el aire contenga una elevada humedad relativa, pues las películas de agua se forman sobre núcleos higroscópicos suspendidos en el aire. Los núcleos de la neblina atmos­ férica natural consisten en partículas minerales proce­ dentes del suelo, cristales de sal de origen marino, com­ ponentes de hidrocarbonos (polen y terpenos) exudados del follaje de las plantas y el humo procedente de los incendios forestales y quema de hierbas. Las cenizas vol­ cánicas pueden, ocasionalmente, añadirse a la neblina. Resulta evidente que lo que llamamos contaminantes atmosféricos pueden ser de origen natural o relativos a la actividad humana y que esta última puede aumentar la cantidad de contaminantes químicos presentes. La tabla 7.1 nos muestra la complejidad de la situación median­ te una lista de poluantes primarios de acuerdo con su origen. No toda la contaminación producida por el hombre proviene de las ciudades; las actividades de las regiones industriales aisladas, lejos de los núcleos de población, pueden producirlas. En este sentido son extraordinaria­ mente importantes las plantas de extracción y de fundido de material y las industrias manufactureras sitas en pe­ queñas ciudades y áreas rurales. Los minerales sulfu rosos (metales que contienen componentes ricos en azufre) se procesan en plantas cercanas a las minas. Los componen­ tes sulfu rosos se emiten hacia la atmósfera en enormes concentraciones a través de sus chimeneas, yendo a parar sobre el área circundante y destruyendo, al mismo tiem­ po, la vegetación.

Contaminación atmosférica

Tabla 7.1. Fuentes primarias de contaminación atmosférica

Contaminantes a partir de fuentes naturales Cenizas volránicas

Fuentes de contaminantes inducidos por el hombre Quema de combustibles fósiles ( C02, S02, plomo)

Sales marinas a partir de olas

Polen y terpenos de las plantas

Procesos químicos

Fusión y fisión nuclear Fundición y refinado de minerales

(Agravadas por actividades del hombre) Humo

de

incendios forestales

Minería y extracción

y quema de rastrojos

e n canteras

Polvo traído por el viento

Agricultura

Bacterias y virus

Fuente: Asociación de Geógrafos Americanos

( 1 968)

Air Pol/u tion.

Commission on College Geography. Resource Paper n.0 2, figura pág.

9.

3,

Las extracciones en minas y canteras proporcionan mi­ neral en polvo al aire, por ejemplo las minas de asbesto (situadas junto a las plantas de tratamiento y manufactu­ ra) que emiten innumerables partículas minerales muy finas, algunas de las cuales sólo pueden observarse con la ayuda del microscopio electrónico. Estas partículas pue­ den viajar a grandes distancias, pudiendo ser inhaladas por los seres humanos, alojándose permanentemente en los tejidos pulmonares. Las pruebas nucleares inyectan a la atmósfera una amplia gama de partículas, incluyéndose entre ellas algunas substancias radiactivas capaces de cruzar miles de kilómetros a través de la circulación at­ mosférica. Los incendios forestales y la quema de rastrojos provo­ cados por el hombre añaden al aire unas grandes cortinas de humo en ciertas estaciones del año. El arado, la roza y el tráfico de vehículos aportan grandes cantidades de partículas minerales procedentes de superficies terrestres secas. Las bacterias y virus, los cuales todavía no han sido mencionados, son transportados en las capas altas de aire, cuando los vientos soplan sobre superficies contamina­ das tales como granjas, tierras de pastos, calles de ciuda­ des y vertederos . Los contaminantes primarios son conducidos a las ca­ pas altas, desde sus lugares de emisión, mediante co­ rrientes ascendentes, las cuales forman parte de un pro­ ceso de convección normal. Las grandes partículas se depositan por gravedad volviendo de nuevo a la superfi­ cie a través de un proceso de sedimentación ". Las partí­ culas muy diminutas para que sedimenten son arrastradas mediante la precipitación en un proceso de lavado " ". De la combinación de ambos procesos la atmósfera se libera de poluantes. En último término se establece un equili­ brio entre entradas y salidas de contaminantes, pero se hallan enormes diferencias en cuanto a las cantidades en un momento determinado. Los contaminantes también son eliminados del aire, sobre sus áreas manantiales, por vientos que dispersan las partículas en las masas de aire límpido que siguen la dirección del viento. Los vientos • Fallou t en el original. • • Wasbout en e l original.

12 1

poderosos pueden, en un momento determinado, limpiar la atmósfera de una región urbana determinada, pero también hay períodos, cuando existe estacionamiento an­ ticiclónico, en que las concentraciones de aire aumentan desmesuradamente. En una masa de aire contaminado se llevan a cabo ciertas reacciones químicas con los componentes admi­ nistrados a la atmósfera, generando, entonces, uu grupo secundario de contaminantes. Por ejemplo, el dióxido de azufre (S02) puede combinarse con el oxígeno del aire produciendo (S03) trióxido de azufre, el cual, de nuevo, vuelve a reaccionar con gotitas de agua suspendidas for­ mándose ácido sulfúrico (H2 S04) . Este ácido irrita los tejidos orgánicos y corroe ciertas materias inorgánicas. Otro tipo normal de reacciones proviene de la acción de la luz del sol sobre óxidos de nitrógeno y sobre compo­ nentes orgánicos, que produce el ozono ( 03) , un gas tóxico y destructivo. Las reacciones impulsadas por la presencia de la luz solar se las denomina reacciones fotoquímicas. Un producto tóxico derivado de este tipo de reacciones es el etileno, procedente de componentes hidrocarbonatados.

Inversión a bajo nivel o terrestre Las concentraciones de poluantes sobre un área manan­ tial aumentan cuando se inhiben las mezclas verticales de aire (convección) debido a la presencia de una confi­ guración estable del gradiente térmico vertical del aire. Los principios de estabilidad o inestabilidad de las condi­ ciones del aire fueron explicadas al inicio de este capítu­ lo, y ahora los aplicaremos al problema de la contamina­ ción atmosférica sobre las ciudades. Cuando está presente el gradiente vertical normal del aire (6' C/1 .000 m ) hay una resistencia a la mezcla me­ diante movimientos verticales, tal como hemos razonado anteriormente (figura 7 . 2 5 , izquierda) . Consideremos, seguidamente, que este gradiente sea más acusado, por calentamiento de una capa de aire próxima al suelo debi­ do al exceso de calor irradiado por los pavimentos de las calles y por los tejados de los edificios (figura 7.25, derecha) . Cuando el gradiente térmico del aire caldeado deviene mayor que el gradiente adiabático seco ( 1 0' C/1 .000 m) , existen condiciones de inestabilidad y, por ejemplo, una burbuja de aire caliente tendería a ascender como un globo inflado con gas helio. Supongamos que este gradiente disminuye con el incremento de altura, tal como se observa en la línea curvada con trazo continuo de la figura 7.25; enfriada siguiendo un gradiente afüabá­ tico seco, la temperatura de la burbuja disminuirá más deprisa que como lo hace la temperatura del aire que la rodea. Cuando la burbuja ha alcanzado cierta altura en la cual su temperatura (y por consiguiente también su den­ sidad) es semejante a la del aire que la circunda, no

Una inversión a bajo nivel o terrestre fue la primera condición necesaria para Ja formación de una niebla tóxica sobre Donara, Pennsylvania, en 1948. (Dibujo de A.N . Strahler, Planet Earth: Its Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E . 7 . Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.)

T

Gradiente vertical normal del medio

Ola --

Temperatura _____.

-- Temperatura

Relación del gradiente adiabático seco (círculos) con diferentes gradientes verticales del medio.

FIGURA 7.2 5.

podrá ascender más, de manera que la convección ce­ sará. Supongamos que en vez de una burbuja de aire calien­ te tenemos el aire, también caliente, de una chimenea (figura 7.25 ) . El ascenso seguirá básicamente el mismo modelo, aunque inicialmente más rápido y en forma de chorro vertical. Transportando junto con él todos los contaminantes, producto de la combustión, el aire calien­ te se va enfriando poco a poco, alcanzando un nivel de estabilidad en el cual se propaga lateralmente. Enfriada por emisión de radiación de onda larga y mezclándose con el aire circundante, se reforzará el enfriamiento adia­ bático, puesto que un verdadero proceso adiabático no existe en la Naturaleza. Recordemos que al anochecer cuando el aire está en­ calmado y el cielo despejado, el rápido enfriamiento de la superficie terrestre produce una inversión térmica a bajo nivel o terrestre (tal como se ilustra en la figura 5 .8) . Con aire frío la inversión del gradiente de las temperatu­ ras puede extenderse a cientos de metros de altura. Una inversión de las temperaturas a nivel terrestre se convier­ te en una atípica estructura de aire estable. Cuando este tipo de inversión se desarrolla sobre un área urbana, las condiciones resultan particularmente favorables para el entrampe de los poluantes hasta el punto de crearse una pesada capa de smog o niebla altamente tóxica, tal como se ilustra en la figura 7.26. El límite superior de la capa de inversión coincide con la cima de ésta, también deno­ minada tapa de la inversión; por debajo de ella se acu­ mulan todo tipo de contaminantes. El límite puede si­ tuarse a una altura entre 1 50 y 300 metros sobre el nivel \ terrestre . Aunque estas situaciones son peligrosas para la salud en el caso de que se prolonguen, han ocurrido un buen número de veces desde que se inició la revolución indus­ trial; la primera gran tragedia de este tipo sucedió en los Estados Unidos, en la ciudad de Donora (Pennsylvania) a finales de octubre de 1948. Esta ciudad se ubica en el fondo de un valle, cercada por unas vertientes muy escar-

FIGURA 7.26.

122

- - - - Tapa Capa de inversión

Temperatura

-----1

Humedad atmosférica y precipitación

---+

padas, que no favorecen la libre circulación ele las capas inferiores de aire con las de su alrededor (figura 7 . 26) . E l humo y los gases d e las industrias y factorías s e siguieron emitiendo durante cinco días más a la capa de inversión, de modo que se incrementó el nivel de contaminación. La presencia de una elevada humedad hizo que se forma­ ra una niebla tóxica, poniéndose en marcha, entonces, la señal de alarma. En total murieron 20 personas y cientos más se pusieron enfermas antes de que un cambio en las condiciones meteorológicas dispersara la capa de smog.

Aire subsidente

1l

Inversión térmica en altura La inversión térmica en altura está relacionada con las inversiones a nivel terrestre pero su origen se debe a causas algo diferentes (figura 7.27) . Rememoremos que los anticiclones son células de aire subsidente que diver­ ge en los niveles inferiores. En el centro de ésta, los vientos suelen estar calmados o ser ligeros. A medida que el aire desciende se calienta adiabáticamente, de manera que el gradiente térmico vertical se desplaza hacia la derecha, tal como se puede observar en la gráfica tempe­ ratura-altitud de la figura 7.27, mediante flechas oblicuas. Por debajo del nivel donde ocurre esta subsidencia, la capa de aire inferior permanece estancada. La gráfica de la temperatura se torcerá, de forma que una parte de la curva presenta una inversión. La estructura térmica inver­ tida resiste fuertemente a la mezcla y actúa como un tope, impidiendo el movimiento continuo ascendente y la dispersión de los poluantes. La inversión térmica de altura se produce ocasionalmente en algunas regiones de los Estados Unidos, cuando se establece un anticiclón durante varios días que afecta a una enorme extensión. En la cuenca de Los Ángeles, al sur de California, y en menor grado en el área de la bahía de San Francisco, y sobre otras costas orientales con semejante latitud, las condiciones climáticas especiales que aquí se configuran producen prolongadas inversiones de este tipo favore­ ciendo la acumulación de smog. La cuenca de Los Ánge­ les es una planicie baja e inclinada, situada entre el océano Pacífico y una gran barrera montañosa situada en el lado norte. Los vientos suaves procedentes del sur y del suroeste transportan aire frío hacia la tierra, sobre la cuenca, pero no pueden ir más allá debido a la existencia de la barrera montañosa ya citada. Es característico de estas latitudes que el aire, en los costados orientales de las células de altas presiones subtropicales, sea continua­ mente subsidente, creando una inversión térmica en altu­ ra, más o menos permanentemente y que domina la costa oeste de los continentes extendiéndose mar adentro (fi­ gura 7.28) . El efecto se refuerza todavía más en verano, cuando las Altas de las Azores y de las Bermudas son más extensas y potentes. El aire subsidente sobre la cuenca de Los Ángeles es adiabáticamente cálido, en la medida que

Capa de inversión

Aire estancado

-------

Temperatura --------.

FIGURA 7.27. I nversión térmica en altura ocasionada por subsidencia. (Dibujo de A.N. Strahler Planet Earth: lts Physica/ Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E.8. Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.)

se calienta por la absorción directa de la radiación solar durante el día, por lo que es manifiestamente más cálido que el aire frío estancado por debajo de la tapa de inver­ sión, el cual puede situarse a una altura de 600 m. Los contaminantes acumulados en la capa de aire frío produ­ cen el característico smog, que se convirtió en noticia por primera vez, debido a sus características irritantes, en los años cuarenta. Debido a que el contenido en vapor de agua es generalmente bajo, el smog que se produce en Los Ángeles se define mejor como una densa calima, que como niebla, pues no impide la entrada de luz solar y no reduce la visibilidad hasta un grado que interfiera las maniobras de los vehículos o el aterrizaje y despegue de los aviones. Esto no significa que las verdaderas nieblas no sean frecuentes, al contrario, su proximidad a la costa, así como la conjunción de un clima sec;o de costa oeste con una corriente fría marítima, se lo confiere. El límite superior del smog resalta notablemente, en contraste con el aire limpio suprayacente, llenando la cuenca, a modo de lago, y extendiéndose en los valles de las montañas que lo rodean ( Lámina B.6) . Cadena costera

FIGURA 7.28. El aire subsidente sobre la costa occidental continental produce una inversión térmica en altura entrampando aire fresco y niebla en una capa superficial próxima a la línea de costa. (Dibujo de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed., Harper & Row Publishers, figura 18.26. Copyright 1963, 1 9 7 1 por Arthur N . Strahler.)

w

Inversión térmica

en

altura

123

Aire estable en calma

Modificación del clima urbano Aplicando los principios de la temperatura del suelo en relación con la capa inferior de aire, podemos adivinar el impacto del hombre en lo que se refiere a la extensión urbana y en cuanto substituye la rica vegetación del campo por cemento armado y coberturas negras. En el medio urbano, la absorción de radiación solar comporta un aumento de las temperaturas del suelo por dos causas fundamentales. Primero, no existe cobertura vegetal por lo que la radiación solar incide directamente en el suelo desnudo. La ausencia de follaje significa, también, ausen­ cia de transpiración (evaporación a partir de las hojas) mediante la cual se elimina calor de las capas inferiores de aire. Segundo, los tejados y el pavimento cubiertos por cemento armado y alquitrán no recogen la humedad, de manera que no puede realizarse un enfriamiento por evaporación, tal como pasaría en el caso contrario . El efecto térmico convierte a la ciudad en un desierto cálido. El ciclo de temperaturas en verano y en relación con el pavimento de la ciudad, puede ser tan contrastado como el que podemos hallar en un suelo desértico. Este calor es comunicado a tierra, donde se acumula. Los efectos térmicos en una ciudad son, hoy por hoy, más intensos que los que se producen en un desierto de arena, pues la capacidad que poseen el cemento armado y el asfalto para conducir y retener el calor, es mayor que la de un suelo de arena suelta. Otro factor que se puede afiadir es el ocasionado por las construcciones verticales cuyo calor es absorbido y de nuevo irradiado al espacio entre los edificios. Como resultado de estos cambios en el balance ener­ gético, la región central de una ciudad corriente presenta unas temperaturas mucho más elevadas que en sus inme­ diaciones. La figura 7.29 corresponde a un mapa de la región de Washington, capital, en el cual se reflejan las temperaturas de una típica tarde de agosto. Las isotermas delimitan la isla de calor, que se mantiene durante la

5 mi

C Capitolio P Pentágono

5 km

Isla de calor sobre la ciudad de Washington. Las temperaturas fueron tomadas a las 22 h. de un día de principios de agosto. ( Datos procedentes de H.E. Landsberg. Dibujo de A.N. Strahler. Planet Earth, Its Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E . 1 1 . Copyright 1972 por Arthur N . Strahler.) FIGURA 7_29_

124

Estela de contaminación

FIGURA 7.30.

Cúpula y estela de contaminación.

noche debido a la disponibilidad del calor almacenado durante las horas de la mafiana. En invierno, el calor adicional es irradiado por los muros y tejados de los edificios que conducen el calor interno hacia el exterior. Incluso en verano, el hombre afiade a la ciudad el calor procedente del interior de los edificios debido al uso de acondicionadores, los cuales son los causantes de gran­ des dispendios de energía por tiempo, sobre todo cuando el aire exterior es más cálido que el interior. En una isla de calor los contaminantes de la urbe están atrapados por debajo de la tapa de inversión. La capa de aire contaminado forma una cúpula de contaminación sobre la ciudad, cuando los vientos son ligeros o próxi­ mos a la calma (figura 7.30) . Cuando hay un movimiento general del aire, como respuesta al gradiente de presión, los contaminantes son transportados por el viento for­ mando una estela de contaminación. La figura 7 . 3 1 muestra dos mapas con las estelas d e las mayores ciuda­ des costeras del oeste del Atlántico. Las bandas colorea­ das afectadas por ésta y el punto coloreado al final de cada banda muestran la distancia recorrida por el aire en un día desde el origen. La figura de la izquierda muestra los efectos de los vientos suaves del sur, un día de junio. En esta situación los contaminantes de una ciudad afec­ tan a otra y generalmente permanecen sobre tierra, conta­ minando áreas urbanas y rurales de una extensa zona. El mapa de la derecha, correspondiente a un día de febrero, muestra los efectos de los fuertes vtentos del oeste, que transportan los contaminantes directamente al mar. Un importante efecto físico de la contaminación del aire urbano es la reducción de la visibilidad y de la iluminación. Una capa de smog puede aminorar la ilumi­ nación en verano, en un 1 0 %, y un 20 % en invierno. La radiación u ltravioleta es absorbida por el smog, con lo que a veces evita completamente que estas longitudes de onda alcancen el suelo. La reducción de la radiación ultravioleta probaría la importancia que tiene en el incre­ mento de la actividad bacteriana a nivel del suelo. El smog de la ciudad mengua la visibilidad horizontal en 1/5 a 1 / 1 0 de la distancia normal visual en un día claro. Cuando la humedad atmosférica es sÚficiente, las partícu­ las higroscópicas forman unas películas de agua que pueden ocasionar verdaderas nieblas con visibilidad nula. Sobre las ciudades, en invierno, se suelen formar nieblas con más asiduidad que sobre las inmediaciones. Los aeropuertos costeros tales como los de Nueva York, Newark, Boston, sufren de la alta incidencia de este fenómeno y está aumentando por la contaminación urba­ na del aire. Un efecto relacionado con la isla de calor urbana es el incremento general de la nubosidad y de la precipitación sobre las ciudades si las comparamos con las de las áreas Humedad atmosférica y precipitación

Máximo

/ � Aiea

Ciudad

•..

.... al�nce

Visibilidad muy baja

sedimentación

7.31. Estelas de contaminación procedentes de ciudades costeras del este, bajo condiciones de vientos suaves del sur (izquierda) y vientos procedentes del oeste (derecha) . El punto al final de cada estela representa la distancia aproximada que han recorrido los contaminantes durante un período de 24 h. ( Datos facilitados por H . E . Landsberg, 1962, en Symposium-Air Over Cities. Sanitary Engineering Center Technical Repon A 62-5 Cincinnati, Ohio.) FIGURA

w.

4800 6',

inmediatas. Ello resulta de la intensificación de l a con­ vección generada por calentamiento de las capas bajas de aire. Por ejemplo, se ha calculado que las tormentas sobre Londres producen un 30 % más de precipitación que sobre las regiones adyacentes. El incremento de l a precipitación sobre un área urbana s e estima, en valores medios, entre un S y un 10 % superior a lo normal en la región donde se ubica. La tabla 7.2 resume las principales diferencias climáti­ cas entre una ciudad y el área que la rodea. Hay que tener en cuenta que corresponde a una generalización aplicada a las naciones altamente industrializadas de latitudes me­ dias y que existen diferencias acusadas entre las ciudades con respecto a la magnitud de su efecto.

Algunos efectos de la contaminación del aire sobre el medio Una lista de los efectos dañinos de los poluantes atmosfé­ ricos sobre la vida de las plantas y animales, e incluso sobre las substancias inorgánicas, sería larga si la desarro­ llásemos en su totalidad. Omitiremos aquí sus efectos sobre la salud humana. El ozono en el smog urbano tiene efectos perniciosos sobre los tejidos vegetales, y en algunos casos puede causar la muerte o importantes daños en árboles y arbus­ tos ornamentales. El dióxido de azufre es nocivo para ciertas plantas y es causante de la pérdida de productivi­ dad en viveros y huertos que se hallen en lugares con esta contaminación. El ácido sulfúrico atmosférico ha destruido en algunos puntos el liquen en crecimiento. Aunque secundaria, una importante categoría de efec­ tos perniciosos debido a la contaminación atmosférica es su efecto sobre la deteriorización de los materiales, y más que por el coste en vidas o en salud de animales y plantas, por las pérdidas en dinero. Las piedras de los edificios, o la mampostería, pueden sufrir la acción corro­ siva del ácido sulfúrico procedente de la atmósfera. Los metales, los tejidos, el cuero, el caucho y la pintura se deterioran y decoloran bajo el impacto de una exposición a los contaminantes urbanos. En particular, el caucho natural es vulnerable al ozono, lo que comporta su endu­ recimiento y posterior rotura. E l ácido sulfúrico, proce­ dente del dióxido de azufre, corroe los metales, especial­ mente el cobre y el acero. Sedimentación del ácido suljürico y sus efectos

9 de feb. 1961

Sedimentación del ácido sulfú,rico y sus efectos E l lavado del ácido sulfúrico de la atmósfera mediante la precipitación ocasiona que el agua de lluvia tenga un contenido anormal de ion sulfato, condición que es co­ nocida bajo el nombre de lluvia ácida. E l ácido nítrico, formado a través de los contaminantes ricos en óxidos de nitrógeno en su reacción con el agua, contribuye, tam­ bién, a la acidificación del agua de lluvia. Puesto que en períodos de tiempo seco, el depósito de contaminantes sólidos sobre las superficies de las hojas de las plantas, en los suelos, arroyos y lagos, el fenómeno en su conjun-

Tabla 7.2. Clima de una ciudad comparado con el del área circundante Radiación Total insolación U ltravioleta (invierno) Ultravioleta (verano) Horas de insolación

1 5 -20 % menor 30 % menor 5 % menor 5 a 15 % menor

Temperatura Media anual Mínima de invierno

2 a 3 % menor

H umedad relativa Nubosidad Cobertura de nubes Nieblas invernales N ieblas estivales Precipitación Cantidad total Nevadas Partículas materiales Contaminantes gaseosos Velocidad del viento

Calmas Fuente: H . E . Landsberg

91,

tabla l .

5 a 10 % más 1 00 % más 30 % más 5 a 10 % más 5 % menor 10 veces superior 5 a 2 5 veces superior 20 a 30 % inferior 10 a 20 % inferior 5 a 20 % más frecuentes

Promedio anual Ráfagas violentas

pág.

0,5 a 1 ,0 ºC superior 1 ,0 a 2,0 º C superior

( 1 970)

Meteorologica/ Monography, Vol

11,

125

500 mi 500km

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1961

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1966

FIGURA 7.32. Lluvias ácidas en el norte de Europa en los años 1956, 1959, 1961 y 1966_ Los guarismos representan valores de acidez. (Datos de S. Odén, 1972; publicados por G . E . Likens, e t a l . , Environment, vol . 1 4 , n.0 2 , pág. 3 6 , figura l . )

to viene definido bajo el amplio término de sedimenta· ción ácida. En párrafos anteriores sobre la contamina ción del aire y sus efectos, expusimos los principios básicos de este suceso e hicimos mención de sus efectos corrosivos. Cuando realizamos las pruebas para conocer el grado de acidez, medido según el pH del agua de lluvia, nos resultaban valores inferiores a 5 o 6, normales para regio­ nes no contaminadas (el agua de lluvia es ligeramente ácida debido a la presencia de C02 en disolución, for­ mando una pequeña concentración de ácido carbónico) . En la década de los sesenta, químicos del agua anota· ron un cierto descenso del valor del pH en el agua de lluvia recogida en el noroeste de Europa. É stos lo han reducido a valores comprendidos entre 3 y 5. Debido a que los guarismos del pH se hallan en escala logarítmica, los resultados obtenidos significan que las lluvias en

1 26

estas áreas son ahora entre 1 00 y 1 .000 veces más ácidas que anteriormente . Los cuatro mapas que acompañan el texto (figura 7.32) reflejan los valores de pH del agua de lluvia en el noroes­ te de Europa para los años 1956, 57, 61 y 66. Indican el dramático descenso de los niveles de pH y el aumento de la extensión de las áreas afectadas por la lluvia ácida. Científicos americanos estudiando la calidad química del agua procedente de la precipitación, informaban que desde 1975, poco más o menos, y sobre una amplia región del noreste de los Estados Unidos se había evalua­ do un promedio de acidez de 4; también habían recogido tasas tan bajas como 2 , 1 en el agua de lluvia procedente de ciertas borrascas locales. Otras observaciones demues­ tran que sobre las grandes ciudades industriales de los Estados Unidos, como Boston, Nueva York, Philadelphia, Birmingham, Chicago, Los Ángeles y San Francisco se Humedad atmosférica y precipitación

2



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Dióxido de azufre

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FIGURA 7.33. Distribución de las lluvias ácidas sobre los Estados Unidos y el Canadá sobre un promedio para 1982. Los guarismos indican valores de pH. Datos recientes muestran valores, en esencia, similares. ( Procedente dF NOAA, Air Resources Laboratory.)

haltan valores menores de 4. Tasas de pH comprendidas entre 4 y 5 se ubican en lugares que no se suelen asociar con aire contaminado, tales localidades son Tucson (Ari· zona) , Helena (Montana) y Duluth (Minnesota ) . L a figura 7 . 3 3 corresponde a un mapa de los Estados Unidos y Canadá en el cual se indica la acidez media del agua de lluvia para el año 1982. Desde aproximadamente 1975, el nivel de pH parece que se mantiene en las zonas muy industrializadas del noreste de los Estados Unidos, así como en la Europa Occidental. Al mismo tiempo se ha incrementado la cantidad de nitratos, mientras que la del sulfato ha decrecido. Esto refleja un cambio en la propor­ ción de uno y otro poluantes que están siendo suminis­ trados a la atmósfera. La figura 7 . 34 ilustra la distribución del dióxido de azufre y de óxido de nitrógeno en los Estados Unidos en el año 1980 . En años recientes se ha identificado localmente un aumento de la acidez a nive­ les inferiores a 5 ,0 en el sureste y suroeste de este país. Algunos de los posibles y siempre indeseables efectos sobre el medio ambiente de la sedimentación ácida son los siguientes: acidificación de lagos y arroyos; excesiva lixiviación de nutrientes tanto del suelo como de la copa o de las hojas de las plantas; alteraciones metabólicas de los organismos que trastornan el equilibrio de depreda­ ción en los ecosistemas acuáticos. Un claro ejemplo de los efectos de la acidificación del agua de arroyos y lagos es el observado en Noruega. E l hecho consiste en l a virtual eliminación de los remontes de los salmones en los ríos, debido a la inhibición del desarrollo de los huevos. Actualmente la acidez de los ríos noruegos se ha estabilizado, pero siguen habiendo grandes mortandades de peces sobre todo cuando las lluvias aportan grandes cantidades de sulfatos a los ríos. En Canadá la mortandad piscícola en los lagos también se ha atribuido a la creciente acidificación. En 1 980, el Departamento del Medio Ambiente del Canadá informa­ ba que 140 lagos de Ontario y otros cientos de la misma provincia corrían el mismo riesgo: no tenían peces. Los Sedimentación del ácido sulfúrico y sus efectos

Oxido de nitrógeno FIGURA 7.34. Emisiones de dióxido de azufre y óxidos de nitrógeno por estados durante el año 1980. (Office of Technology Assesment, U.S. Government Printing Office. Washington D . C . )

bosques también se han visto afectados por el mismo fenómeno. En la Alemania Occidental este problema ha sido esencialmente importante, sobre todo en los montes harz y en Bosque Negro. En 1983 se contaba que cerca de un tercio de los bosques del estado estaban sensible· mente dañados. Al este de los Estados Unidos los pinos y abetos han sufrido también, en años recientes, este mal. Un importante factor en el nivel de impacto de la sedimentación ácida en el medio es la habilidad del suelo y la superficie acuática de absorber y neutralizar el ácido. Este factor se ha observado claramente en los E E . U U . Las áreas que presentan una alta alcalinidad en las aguas superficiales están asociadas con un clima árido y muestran una baja sensibilidad a este factor y, al contra· rio, las regiones donde el agua del suelo es de naturaleza ácida tiene una altísima sensibilidad. Tales áreas se las asocia con climas húmedos y en general comprenden la zona este de este país, las regiones de alta montaña del oeste y el noroeste del Pacífico. Las razones para esta distribución cabe buscarlas en la susceptibilidad a la sedimentación ácida debida a una determinada disposi· ción de climas, suelos y tipos de vegetación, que será explicado en capítulos posteriores. Hacia 1 983, el Consejo Nacional de Investigaciones de los Estados Unidos tenía claro que las reducciones en la emisión de contaminantes atmosféricos restringiría subs· tancialmente el nivel de acidez en la precipitación. Su estimación fue que una disminución del 50 % en las emisiones de sulfato y nitrato ocasionaría una reducción en la acidez del 50 % en los lugares de origen de este aporte. La comunidad científica está unánimamente de acuerdo que la relación causal entre sedimentación ácida y fu entes contaminantes se establece más allá de cual­ quier duda razonable y que las medidas para remediar esta situación deberían ser ejecutadas en un plazo de tiempo Jo más breve posible.

127

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CAPÍTULO

8

Masas de aire y borrascas

La atmósfera, mediante sus perturbaciones meteorológi­ cas, y en ellas se incluyen la velocidad del viento, el frío, las grandes precipitaciones, ejerce alteraciones a menudo rigurosas sobre e·l hombre y sobre otras formas de vida. Dentro de las alteraciones y peligros del medio tenemos lo que se denomina genéricamente como tormentas y con ellas los fenómenos que las caracterizan (la lluvia y los vientos) y los que se derivan de su acción (oleaje y mar gruesa sobre el mar, deshordamiento de ríos, coladas de barro, deslizamiento de tierras . . . ). Las perturbaciones meteorológicas de menor magnitud se encuentran entre los fenómenos ambientales beneficiosos, pues aportan precipitaciones a la superficie terrestre y de esta forma los suministros de agua dulce se reponen, suministros de los que tanto el hombre como todas las formas de vida existentes en el planeta dependen. El conocimiento de las alteraciones climáticas en todas sus variedades, faculta al hombre el poder predecir el lugar y la hora dónde ocurrirán y de est� forma avisar y tomar medidas de protección en caso de necesidad. Esta función propia de los científicos de la atmósfera, los meteorólogos, puede situarse a la cabeza de los proble­ mas derivados del medio. También es posible en un pequeño grado que el hombre pueda modificar los pro­ cesos atmosféricos en el sentido de reducir las conse­ cuencias de, por ejemplo, la velocidad del viento o de disminuir el efecto de las tormentas. Estas actividades, como hemos dicho, encabezan la modificación del tiem­ po planeada. En este capítulo comprenderemos que las relaciones entre el hombre y la atmósfera es una de tales interacciones. Borrascas móviles

Gran parte del tiempo nuboso e inestable que se experi­ menta en altas y medias latitudes se asocia con la presen­ cia de borrascas móviles. La convergencia de masas de aire en los centros ciclónicos se acompaña de una ascen­ dencia de aire y su enfriamiento adiabático, el cual, a cambio, produce nubosidad y precipitación. Al contrario, gran parte del tiempo bueno y soleado, en estas latitudes

128

donde dominan los vientos del oeste, se asocia con anti· ciclones móviles en los cuales el aire desciende y se extiende, calentándose adiabáticamente y que genera un aire estable e inadecuado al desarrollo de las nubes y la precipitación. Muchas de las depresiones tienen una baja intensidad, no siendo más que pequeños períodos de nubosidad y de lluvias o nevadas débiles. Por otro lado, cuando los gra­ dientes de presión son elevados, las depresiones s.e acompañan de vientos cuya fuerza varía entre el viento bonancible y el ventarrón; en tales casos la perturbación se denomina borrasca ciclónica. Las depresiones móviles se clasifican en tres grupos: l. Las depresiones de las latitudes medias y árticas (o

extratropicales) las cuales varían en cuanto intensi­ dad, desde ligeras perturbaciones a intensas borrascas. 2. Ciclones tropicales, de las áreas tropicales y subtropi· cales sobre las áreas oceánicas, cuya fuerza varía desde suaves perturbaciones hasta el potente y destructivo huracán o tifón. 3. Aunque tan sólo es una pequeña tempestad, en cuanto a extensión, el tornado presenta un profundo vórtice depresionario en el que convergen vientos enorme­ mente fuertes; su escala es más pe queña que los otros tipos, pero presenta una considerable actividad con­ vectiva. Masas

de aire

Las depresiones de las latitudes medias y altas dependen para su desarrollo de la coincidencia de grandes masas de aire con características físicas diferentes. Un cuerpo de aire en el cual las características de temperatura y humedad son completamente uniformes sobre una ex­ tensa región, se conoce bajo el nombre de masa de aire. En su dimensión horizontal, una masa de aire puede ser tan vasta como parte de un continente. Está caracterizada por una combinación particular de la temperatura, gra­ diente vertical del medio y por una determinada hume­ dad específica, pudiendo variar desde ser térmicamente

Masas de aire

y borrascas

Tabla 8.1.

Propiedades de la masa de aire más/recuentes ºC

Masa de aire Ártica continental ( y Antártica continental) Polar continental Polar marítima Tropical continental Tropical marítima Ecuatorial marítima

Símbolo

Propiedades

Ac (AAC) Pe Pm Te Tm Em

Muy fría, muy seca ( i nvierno)

(ºF)

Humedad específica g/kg 0,1

-46º Fría y seca (invierno) -11º 4º Fresca y húmeda (invierno) Cálida y seca 24 º Cálida y húmeda 24 º 27° Cálida y muy húmeda

muy cálidas, a ser muy frías, y en cuanto a humedad, pueden ser masas de aire muy secas o bien muy húme­ das. Una masa de aire dada tiene unos límites muy bien definidos, normalmente, entre ella y la masa vecina, ge­ nerando una discontinuidad que denominaremos frente. Un ejemplo apropiado lo encontramos entre las masas de aire polar y la tropical las cuales se sitúan por debajo del eje de la corriente en chorro del frente polar, situada, tal como se mostró en la figura 6 . 1 8, en las ondulaciones de las capas altas de la troposfera. A este hecho lo denomi­ namos frente polar y representa el grado más elevado de generalización a nivel del planeta. Los frentes pueden estar próximos a la vertical, como en el caso de masas de aire que tienen un movimiento relativamente lento de una respecto a la otra; pueden estar inclinados en un ángu­ lo no lejano a la horizontal, en casos donde una masa de aire se desliza sobre otra. Pueden estar estacionados con respecto a la superficie terrestre , pero, no obstante, las masas de aire adyacentes pueden moverse rápidamente, con respecto a las otras, a lo largo de un frente. Las propiedades de una masa de aire se deben en gran parte a las regiones sobre las que pasan. Debido a que la troposfera está en movimiento, más o menos continuo, las propiedades de una masa de aire en particular para un lugar dado reflejan la influencia mixta de la trayectoria, de miles de kilómetros y de la alternancia de su paso sobre áreas continentales y oceánicas. La complejidad de las influencias es particularmente importante en las lati· tudes altas y medias del hemisferio boreal, dentro del flujo de los vientos del oeste. Sin embargo, sobre las vastas regiones ecuatoriales y tropicales, una masa de aire refleja de forma simple las propiedades de una superficie continental u oceánica por encima de las cuales se mueve lentamente o bien tiende a estacionarse. Sobre una superficie oceánica ecuatorial, los niveles más bajos de la capa de aire que se sitúa por encima de ella desarrollan un alto contenido en vapor de agua. Y al revés, sobre un extenso desierto tropical, el aire lentamente subsidente forma una masa de aire con una baja humedad relativa. Sobre una superficie terrestre fría y cubierta de nieve, por ejemplo, en la zona ártica durante el invierno, las capas inferiores de la masa de aire se caracterizará por ser muy fría y por poseer un bajo contenido en vapor de agua. Los meteorólogos han desig­ nado como regiones manantial estas superficies terres­ tres u oceánicas que han marcado, sobradamente, las características térmicas e higrométricas de las masas de aire que permanecen sobre ellas. Las masas de aire se desplazan de una región a otra

Masas de aire

Temperatura

(-50º) ( 1 2°) (39º) (75º) (75º) (80º)

1 ,4 4 ,4 1 1 ,0 1 7,0 1 9,0

siguiendo las pautas que les marca la presión barométri· ca. A lo largo de esta migración, sus capas inferiores sufren una modificación gradual, recogiendo o perdien­ do calor con relación a la superficie subyacente, o bien, del mismo modo, perdiendo o recaudando vapor de agua. Las masas de aire se clasifican de acuerdo a dos varia­ bles o características de la región manantial: 1 . Posición latitudinal sobre el globo, las cuales determinarán sus características térmicas y 2. La superficie subyacente, si continente u océano, lo que determina su capacidad higrométrica. Con respecto a su posición latitudinal, te­ nemos cinco tipos de masas de aire qu _e son: Masa de aire Ártica

Símbolo A

Antártica Polar

AA p

Tropical

T

Ecuatorial

E

Región manantial Océano Ártico y tierras limítrofes Antártida Continentes y océanos lat. 50-60º N y S Continentes y océanos lat. 20-35º N y S Océanos, en la línea ecuatorial

Con respecto al tipo de superficie sobre la cual se encuentran, tenemos a dos subdivisiones contrapuestas que califican a los tipos precedentes: Masa de aire Marítima Continental

Simbología

Región manantial

m

Océanos Coritinentes

e

Por combinación de los tipos según su posición latitu­ dinal, con la tipología según las características de la superficie subyacente, obtenemos una lista con seis im· portantes masas de aire (tabla 8. 1 ) . La figura 8 . 1 muestra la distribución en el globo de cada una de las regiones de origen de estas masas de aire. La tabla 8 . 1 ofrece, tam­ bién, valores de temperatura y humedad específica en superficie, aunque cabe esperar una amplia oscilación de estas propiedades, dependiendo de la estación. Observad que la masa de aire polar ( Pm y Pe) se origina en la zona subártica y no en las latitudes polares. La definición meteorológica de la palabra "polar" para designar un tipo de masas de aire ha sido ampliamente

12 9

90º

--� :�

Manantial ártico

Región ma a de una masa de aire polar marftlmo (P fico) Pm-..,'-"''"" -'

>. Fresco y húmedo

��� f--.._

fManantial

f...--...

f......._ ""- "'Manantial Te

90º

FIGURA 8.2. Regiones manantial de masas de aire norteamericanas y sus trayectorias. ( Datos procedentes del U .S. Department of Commerce . )

FIGURA 8.1.

Esquema donde se indican las diversas masas de aire y su región manantial, en relación con el frente polar y la zona de convergencia intertropical.

utilizada teniendo actualmente una aceptación interna­ cional; no podemos, pues, cambiar su uso de acuerdo con el sistema geográfico latitudinal definido en el capí· tulo 4. La masa ecuatorial marítima (Em) contiene aproxima­ damente 200 veces más vapor de agua que la masa de aire ártica continental y ártico marítima, cuyas características son de extrema sequedad y frialdad. La masa de aire trnpical marítima y ecuatorial marítima son bastante simi­ lares en cuanto a temperatura y contenido en vapor de agua, de forma que con valores de hu i:nedad espe�ífica m11y altos, ambas pueden producir una intensa pr�c1p1ta­ cion. La masá de aire tropical continental (Te) tiene su región manantial sobre los desiertos subtropicales de los continentes y aunque puede tener una sustanciosa capa­ cidad para contener vapor de agua; su valor tiende a ser estable, teniendo una baja humedad relativa cuando re­ sulta fuertemente calentado durante las horas diurnas. La masa de aire polar marítima ( Pm) se origina sobre los océanos de las latitudes medias, y a pesar de que su contenido en vapor de agua sea bajo en comparación con las masas de aire tropical, ésta puede producir una copio­ sa precipit:tción y gran parte suele ser de origen orográfi­ co sobre las cadenas montañosas de las costas occidenta­ les de los continentes. La masa de aire polar continental ( Pe) se origina sobre Norteamérica y Eurasia en la zona subártica y suele tener una baja humedad específica y ser muy fría durante el invierno.

Masas de aire norteamericanas La masa de aire polar continental norteamericana, se origina sobre el centro-norte del Canadá (figura 8.2).

130

Ésta forma una especie de lenguas de aire frío y seco que periódicamente se suelen extender hacia el sur y el este de su región de origen y que producen los anticiclones, que van acompañados, en invierno, de J:? ajas temperaturas y cielos despejados. Sobre el océano Artico y las tierras que lo bordean se desarrolla la masa de aire ártica carac­ terizada por unas extremadas bajas temperaturas y una enorme estabilidad. Cuando esta masa de aire invade los Estados Unidos, se produce una rigurosa "ola de frío " . L a masa d e aire marítimo polar s e origina sobre e l Pacífico Norte y el estrecho d e Behring en l a región del centro de baja presión permanente aleutiana. Con una holgada posibilidad de abastecerse de humedad, tanto sobre la región manantial, como a lo largo de su recorri­ do con sentido sudeste hacia la costa oeste de Norteamé­ rica, esta masa de aire se caracteriza por ser fría y húmeda con una tendencia en invierno a ocasionar inestabilidad provocando intensas lluvias sobre las cordilleras costeras. Otra masa de aire marítima polar de la región norteameri­ cana se origina sobre el norte del océano Atlántico, tam­ bién determinada por su carácter frío y húmedo. De las masas de aire tropicales, la visitante más común de los estados centrales y orientales, es la masa de aire tropical marítima procedente del Golfo de México. Su dirección es hacia el norte, aportando aire cálido, húme­ do e inestable sobre la parte este dei país. En verano, particularmente, esta masa de aire origina un tiempo cálido y bochornoso en las partes centrales y orientales de EE .UU. Esta masa produce frecuentes tormentas. Es­ trechamente relacionada con la anterior es la masa de aire tropical marítima proveniente del océano Atlántico al este de Florida, sobre las Bahamas. Sobre el norte de México, este de Texas, Nuevo México y Arizona se origina durante el verano una masa de aire tropical continental seca y cálida, que no suele desplazar­ se extensamente, pero dirige las condiciones meteoroló­ gicas sobre la región manantial. Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.3.

Frente· frío. (Dibujo de A.N. Strahler.)

FIGURA 8.5.

Frente cálido. (Dibujo de A.N. Strahler.)

Sobre el océano Pacífico, en la célula de altas presio­ nes localizada al sudoeste de la Baja California, tenemos la región manantial de una masa de aire tropical maríti­ ma. Ocasionalmente, en verano, esta masa de aire húme­ da e inestable penetra por la región desértica del sudoes­ te ocasionando violentas tormentas al sur de California y Arizona.

Frentes cálidos y fríos La figura 8.3 indica la estructura de un frente en el que el aire frío está invadiendo una zona de aire cálido. A este tipo de frentes lo llamaremos frente frío. La masa de aire más frío, al ser más densa, permanece en contacto con la superficie del suelo, forzando a la masa de aire más cálido a ascender por encima suyo. La pendiente que presenta el frente frío está enormemente exagerada en el dibujo, siendo en realidad, del orden de 1 a 40 (querien­ do significar con ello que asciende 1 km verticalmente, por cada 40 km de distancia horizontal) . Los frentes fríos están asociados con fuertes perturbaciones atmosféricas.

En cuanto el aire caliente e inestable es forzado a elevar­ se, todo ello puede derivarse en fuertes tormentas, que se reflejan en las pantallas de radar (figura 8.4). La figura 8 . 5 ilustra un frente cálido que avanza hacia una región con aire más frío. De nuevo, en este ejemplo, el aire frío permanece en contacto con el suelo y el aire cálido es forzado, de nuevo, a ascender, como si se elevase por una larga rampa. Los frentes cálidos presen­ tan una pendiente menor que los frentes fríos -en el orden de 1 cada 80, y hasta un mínimo de 1 cada 200-. Por otra parte los frentes de este tipo representan, nor­ malmente, condiciones atmosféricas estables y carecen de los movimientos turbulentos del aire de los frentes fríos. Naturalmente, si el aire cálido es inestable, desarro­ llará células de convección y habrán intensos chubascos o tormentas. Los frentes fríos suelen moverse sobre tierra a mayor velocidad que los frentes cálidos, de esta forma, cuando ambos se sitúan en los mismos parajes, el aire frío acaba por atrapar al cálido y se forma un frente ocluido (figura 8.6) . El aire más frío con el movimiento más rápido de su frente permanece en tierra, forzando tanto al aire cálido, como al menos frío a ascender por encima suyo. La masa de aire cálida es alzada completamente del suelo.

Borrasca ondulatoria FIGURA 8.4. Fotografía de una pantalla de radar sobre la cual las líneas de tormentas aparecen a modo de manchas brillantes. Cada circunferencia de la pantalla está separada de la siguiente en 80 km (50 mil las naúticas) . (National Weather Service.)

Borrasca ondulatoria

El tipo de perturbaciones dominantes en latitudes me­ dias y altas son las borrascas ondulatorias", un vórtice •También depresión de onda o ciclón ondulacorio.

131

nordeste. E l área de precipitación es dilatada, pero mayor en el frente cálido que en el frío. En el bloque C, el frente frío ha atrapado el cálido reduciendo la zona de aire caliente a un estrecho sector y produciendo, al mismo tiempo, un frente ocluido. Final­ mente el aire es forzado a ascender (bloque D) aislándo­ lo de su región original situada hacia el sur. De este modo, el suministro de humedad y energía se ha cortado, y la tormenta ciclónica irá extinguiéndose gradualmente restableciéndose de nuevo la forma original del frente polar.

Anticiclón polar frío

Depresiones

Anticiclón cálido subtropical

FIGURA 8.7. La vaguada entre dos regiones de altas presiones es una zona probable donde se desarrollará la ondulación ciclónica.

que se forma, se intensifica y disuelve repetidamente a lo largo de un frente polar entre masas de aire frío y cálido. Durante la 1 Guerra Mundial, el meteorólogo noruego Jakob Bjerknes reconoció la existencia de frentes atmos­ féricos y desarrolló su teoría ondulatoria de los ciclones. El término "frente" utilizado por Bjerknes fue particu­ larmente adecuado debido a las semejanzas con los fren­ tes de lucha de la Europa en guerra. De la misma manera que los grandes ejércitos se encontraban a lo largo de líneas claramente definidas, que eran llamadas "frentes " , q u e avanzaban y retrocedían, las masas d e aire frío polar se hallaban en conflicto con las masas de aire tropical, húmedo y cálido. En vez de mezclarse libremente estas diferentes masas de aire permanecían claramente estable­ cidas, pero interactuaban a lo largo del frente polar. Una situación favorable a la formación de la ondula­ ción ciclónica se refleja en el mapa del tiempo en super­ ficie (figura 8. 7) . En él se puede observar una hondonada de baja presión que se halla entre dos anticiclones (al­ tas) ; una está constituida por una masa de aire polar, fría y seca; la otra, de aire marítimo, cálido y húmedo. Los vientos convergen en direcciones opuestas a ambos lados del frente, creando una situación inestable. Una serie de bloques diagrama (figura 8.8) i lustra la secuencia de estadios de la vida de una ondulación cicló­ nica. Al principio del· ciclo, el frente polar consiste en una línea más o menos uniforme, a lo largo de la cual el aire se mueve con direcciones opuestas. En el bloque A el frente polar muestra una ondulación, comenzando a configurarse . El aire frío se desplaza hacia el sur, mien­ tras que el cálido lo hace en la dirección contraria' de manera que cada uno de ellos i nvade el dominio del otro. En B, la onda de perturbación a lo largo del frente se ha profundizado e intensificado; el aire frío acucia, impe­ liendo hacia el sur, junto con su frente frío; el aire cálido se desplaza activamente junto con su frente, hacia el

132

en

los mapas diarios de{tiempo

Muchos detalles de la borrasca ondulatoria se reflejan en los mapas del tiempo en superficie para dos días conse­ cutivos de la figura 8.9. Los signos convencionales utiliza­ dos para la dirección del viento y sus respectivas veloci­ dades se explican en la figura 8 . 1 0 . Las isobaras están expresadas en milibares, con un intervalo entre ellas de 4 mb. El mapa A de la figura 8.9 muestra una depresión en un estadio semejante al del bloque B de la figura anterior. La tormenta se centra al oeste de Minnesota y se desplaza hacia el NE. Obsérvense los siguientes hechos sobre el mapa A: 1. Las isobaras de la Baja están cerradas configurándose una forma ovalada. 2. Las isobaras dibujan una "V" bien definida que está atravesada por las líneas de frentes. 3. Las direcciones del viento, indicadas mediante fle­ c as, forman un ángulo con el giro de las isobaras y siguen un modelo "antihorario" y hacia el centro de la espiral. 4. E � el sector de aire cálido, el aire tropical, cálido y humecto, fluye hacia el norte junto con el frente aso­ ciado. 5. Un súbito cambio en la dirección del viento acompaña el tránsito del frente frío. Éste está indicado por las grandes diferencias del rumbo de los vientos en pun­ tos cercanos al frente, pero en lados opuestos. 6. El paso del frente frío está acompañado de un descen­ so brusco de las temperaturas, tal como se puede observar en las diferentes lecturas de éstas a un lado u otro del frente. 7. La precipitación, ilustrada mediante sombreado de co­ lor, está ocurriendo sobre una ancha franja próxima al frente cálido y en el área central de \a depresión, pero se extiende también en una estrecha banda que bor­ dea el frente frío. 8. La nubosidad, reflejada por la proporción de área os­ curecida en los puntos de observación, se extiende sobre la totalidad de la depresión. 9. La Baja está seguida en el oeste, por una Alta (antici­ clón) en donde prevalecen bajas temperaturas y cielos despejados. 1 0 . La isoterma de Oº C cruza diagonalmente la depresión desde el NE hacia el SW, mostrando que la parte noroccidental es más fría que la suroriental.



Una sección transversal del mapa A de la figura 8.9 siguiendo la línea A-A' muestra cómo se relacionan los frentes con la nubosidad. Junto con el frente cálido halla­ i;ios una extensa área con nubes de tipo estratiformes. Estas toman forma de cuña, y están dirigidas por una fina

Masas de aire

y borrascas

'

Fase de formación

a

b

Fase inicial

e Fase de oclusión

FIGURA 8.8.

Estadios de desarrollo de una borrasca ondulatoria. (Dibuj0s de A.N. Strahler. )

capa de Cirros (Ci) y C irrostratos (Cs) . Hacia el oeste va engrosando su espesor y tenemos Altostratos (As), segui­ do de Estratos (St) y finalmente Nimbostratos (Ns), acompañada de una lluvia regular. Dentro del sector de la masa de aire cálido, el cielo puede estar parcialmente claro, con Cúmulos (Cu) dispersos. Junto al frente frío hallaremos los Cumulonimbos (Cb) que están asociados a tormentas e intensas lluvias pero su actividad se reduce a una estrecha franja y pasa rápidamente . El segundo mapa del tiempo, mapa B, de la figura 8.9, muestra las condiciones meteorológicas 24 h después. La depresión se ha desplazado rápidamente hacia el nordes­ te, dentro del Canadá, su recorrido se indica mediante la línea rotulada con el nombre de "Trayectoria de Ja depre­ sión". Su centro se ha movido cerca de 1 .300 km en un día, Jo que significa una velocidad de aproximadamente 65 km/h. La depresión se ha ocluido. Un frente ocluido reemplaza la separación entre frentes cálidos y fríos en la parte central de la perturbación. El área de alta presión o cuña del aire frío polar se ha desplazado hacia el oeste y el sur de la depresión. El frente frío está sobrepasando la costa oriental del Golfo. Las isobaras están cerradas alre­ dedor del anticiclón y los cielos están despejados y arre­ cia un viento suave. Al día siguiente las tormentas habrán llegado hasta el mar, abandonando la región oriental y arrastrando con ella un tiempo frío pero con cielos des-

Trayectoria de las borrascas ondulatorias

pejados. Una sección transversal del mapa de superficie muestra las condiciones a lo largo de la línea B-B', cor­ tando de través la parte ocluida de la tormenta. Obsérve­ se que la masa de aire cálida está comenzando a alzarse del suelo originando una copiosa precipitación.

Trayectoria

de

las borrascas ondulatorias

De las observaciones realizadas desde hace bastantes dé­ cadas sobre los movimientos de las borrascas y anticiclo­ nes, se ha demostrado la existencia de ciertas trayectorias comúnmente seguidas. La figura 8 . 1 1 es un mapa de los Estados Unidos y el sur del Canadá donde se muestran estas trayectorias. Observad que algunas tormentas cicló­ nicas se desplazan a través de la totalidad del continente desde su lugar de origen en el Pacífico Norte, tales son, por ejemplo, la Baja Aleutiana. Otras depresiones se origi­ nan en la región de las Montañas Rocosas, los estados centrales, o la costa del Golfo. Muchas de ellas confluyen en los estados del noreste o en las tierras bajas del río San Lorenzo. Estas depresiones salen hacia el Atlántico Norte, donde tienden a concentrarse en las regiones donde se ubica la baja de Islandia. La distribución general de las trayectorias de los ciclo­ nes de onda están ilustrados en la figura 8 . 1 2 . Obsérvese

133

-5 , 5

_ftl

-4 9 IRI

_ -G

1024

ALTA

Modelo de estación

... ... ... ...



Cobertura del cielo Temperatura � 9

Frentes:

Frío,

• • • • Cálido, ......... Ocluido,

·e

Punto de rocío � ·e

is

Velocidad del viento

y • y • y Estacionario

.,.,,. Lluvia R . s ...... Nieve

Sentido del viento

Mapa A 3 abril 1 h., E.$.T.

Sección transversal de la línea A-A'

Frente cálido

A'

FIGURA 8.9. Ondulación ciclónica observada en dos mapas del tiempo de superficie para días sucesivos. La presión está expresada en milibares; las temperaturas se expresan en grados Celsius. Las áreas sombreadas corresponden a lugares donde hay precipitación.

134

Masas de aire y borrascas

Jo< o

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o O

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'-.....)

Escala de 40º N lat.

500 Millas náuticas

500

1000 km

....1 --=� '==c ---===:1 -=::J .... __ == __

Mapa B 4 abril 1 h E.S.T.

Sección transversal de la línea B-B'

Para un mayor detalle sobre los símbolos del viento véase figura 8.10. (Mapa meteorológico diario del Nacional Weather Service, modificado y simplificado.)

Trayectoria de las borrascas ondulatorias

135

Pluma entera: / 10 nudos

nudos �OBanderilla:

/Media pluma: 5 nudos

º! \

= 15 knots ,

Estación de observación Sentido del flujo de aire

'

/"

r12or.

MAPAS DEL EN SUPERFICIE

80

Calma

45

5

N

�--: �o "-·280º··/

Azimut

FIGURA 8.10.

125



MAPAS DE ALTURA

Símbolos convencionales para el viento.

la gran concentración de éstas en las regiones vecinas a las Bajas de Islandia y la Aleutiana. Las depresiones de onda se forman, corrientemente, a modo de sucesión, esto es, viajando concatenadas a través del norte del Atlántico o del norte del Pacífico. La figura 8.13 es un mapa meteorológico mundial en donde se reflejan diferentes familias de borrascas. A medida que cada una emigra hacia el nordeste, se profundiza y oclu­ ye, convirtiéndose en un vórtice de aire aislado en las capas altas. Por esta razón, las borrascas que alcanzan las costas occidentales de Norteamérica y Europa están, nor­ malmente, ocluidas. En el hemisferio austral, la trayectoria de las tormentas se asemeja más a una única vereda que sigue la dirección de los paralelos. La simplicidad del modelo es, sin duda alguna, el resultado de la uniformidad de la superficie oceánica en las latitudes medias, donde tan sólo el ápice sudamericano rompe la monótona extensión. El casquete de la Antártida, centrado en el Polo se constituye y cen­ traJ;,.a la fuente de aire polar. Borrascas ondulatorias y ondulaciones en las capas altas del aire

FIGURA 8.11. Trayectorias más corrientes seguidas por las borrascas ondulatorias que atraviesan los Esrndos Unidos y el sur de Canadá. (Fuente: Bowie y Weightmann, U.S. Weather Bureau.)

¿Cómo se relacionan físicamente las borrascas ondulato­ rias y los anticiclones que las acompañan, con las ondas de Rossby explicadas en el capítulo 6? Las borrascas ondulatorias con sus frentes asociados son un fenómeno que sucede en los niveles bajos de la troposfera y abre camino, en las capas altas, a un flujo suave de vientos del oeste en el interior de las ondas de Rossby. La figura 8.14 muestra ambos sistemas superpuestos. La parte superior de la figura es un mapa; la parte inferior es una sección transversal, la línea x-y, del mapa. La clave para asociar los dos sistemas radica en las

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FIGURA 8.12. Trayectorias más corrientes de los ciclones tropicales (línea continua) de las borrascas ondulatorias de las latitudes medias ( líneas punteadas) . (Fuentes: S. Petterson, B. Haurwitz y N.M. Austin. J. Namias, M.J. Rubín y J.H. Chang.)

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Masas de aire y borrascas

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ZCIT

Alta Baja Huracán

FIGURA 8.13. Un mapa diario del tiempo a nivel mundial para un día cualquiera de julio y agosto podría tener un aspecto semejante al que presentamos, el cual no es más que la unificación de las características meteorológicas de la zona. (Fuente: M.A. Garbe!!.)

líneas de flujo de la capa superior. Entrando por el costa­ do occidental (izquierda) de la onda de Rossby, las co­ rrientes llegan juntas siguiendo un modelo convergente. El aire que converge está forzado a descender a niveles inferiores a lo largo del eje de la corriente en chorro o núcleo. En cuanto el aire desciende, desarrolla una espi­ ral anticiclónica produciendo a nivel de superficie un anticiclón o alta, desde el cual el aire diverge horizontal­ mente. A medida que el flujo de aire de las capas altas abandona la onda de Rossby hacia el este (derecha) las

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Ciclón

FIGURA 8.14. Esquema donde se muestra la relación existente entre las trayectorias del flujo en las capas altas de la atmósfera con los anticiclones y borrascas en superficie. (Basado en H . Riehl, 1963 Introduction to tbe Atmosphere, McGraw-Hill Book Co., Nueva York, pág. 154, figura 7.7. Dibujo procedente de A.N. Strahler The Earth Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 19.23. Copyright 1 963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Tornados

líneas de flujo se separan, siguiendo un modelo diver­ gente. De nuevo el aire ha de ascender hacia el núcleo de la corriente en chorro. El aire que asciende desde niveles inferiores desarrolla una espiral hacia su interior y es reemplazado por el aire que se desplaza hacia el centro depresionario en superficie. Tan pronto corno co­ mienza el flujo ciclónico, se forman los frentes y la típica ondulación ciclónica. La depresión es arrastrada por de­ bajo de la corriente en chorro y se desplaza hacia el nordeste. De esta forma se puede decir que las depresio­ nes de onda son motivadas y dirigidas por el flujo de los niveles superiores. El conocimiento, pues, de las condi­ ciones atmosféricas en altura resultan de considerable valía para un pronóstico del tiempo en superficie. Recordemos del capítulo 6, que en un estadio avanza­ do de desarrollo las ondas de Rossby pueden formar una estrangulación constituyendo una baja en altura con una masa de aire frío circulando en su interior. A nivel del suelo, esta baja estrangulada está representada por una depresión fuertemente ocluida, de modo que el centro de baja presión abarca toda la troposfera. Las depresiones profundas de este tipo pueden permanecer por un inter­ valo de unos cuantos días de duración.

La más pequeña pero también más violenta de las depre­ siones es el tornado. Parece ser típicarn�nte americana, pues, donde es más frecuente y donde causa mayores estragos es allí. También se puede presentar en Australia en gran número y ocasionalmente la podernos hallar en otros parajes de las latitudes medias. El tornado es una pequeña pero intensa depresión en la cual el aire gira a enormes velocidades. Aparece corno una oscura chimenea suspendida de un curnulonirnbos, y su base puede tener de 1 00 a 500 rn de diámetro. Su color es debido a la e levada densidad de humedad, polvo y residuos barridos por el viento. La velocidad de los vientos en un tornado exceden a todos los que se puedan encontrar en una borrasca nor-

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55 50 45 40 35 30 25

FIGURA 8.15. Esta chimenea de un tornado fue fotografiada por William L. Males en Amarillo (Oklahoma) el 4 de mayo de 196 1. El tornado se encuentra a menos de 2 km del observador cuando fue realizada.

mal, otorgando las estimaciones un valor de 400 km/h. A medida que se desplaza, la chimenea serpentea y da vueltas. El final de la chimenea puede barrer alternativa· mente el suelo, ocasionando, de esta forma, una destruc· ción completa para cualquier cosa que se interponga en su camino, o bien puede ascender dejando el suelo intac­ to. La destrucción producida por el tornado ocurre bási­ camente por dos causas, una por los grandes vientos que desarrolla y por otro, por la repentina reducción de la presión del aire en el vórtice de la depresión: las casas cerradas, estallan, literalmente, y los tapones de botellas que estuviesen vacías saltarían. Tal es la disminución de presión en su interior. El tornado se forma en las partes de un denso cumulo­ nimbos que precede a un frente frío. Parece que se origina allá donde existen mayores turbulencias. Son co­ rrientes en primavera y verano pero pueden presentarse

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FIGURA 8.16. Promedio del número de tornados registrados en cada mes en los Estados Unidos para el período 1916-1960. (Fuente: National Weather Service.)

en cualquier mes (figura 8 . 1 6) . Allá donde ef aire polar marítimo eleva el aire tropical, cálido y húmedo en un frente frío, las condiciones suelen ser inmejorables para su formación . Se encuentran en gran número en los estados centrales y surorientales, y son extraños en las regiones montañosas y con bosques. Son casi desconoci­ dos en las regiones situadas al oeste de las Rocosas y se personan en pequeña cantidad en la costa este (figura 8.17). L a devastación efectuada por un tornado e s completa en la estrecha franja de su trayectoria (figura 8 . 1 8) y tan sólo los edificios construidos con cemento armado pue·

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Escala

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FIGURA 8.17. Distribución del tornado en los Estados Unidos desde 1955 a 1967. Los números que figuran en el dibujo nos indican el número de tornados en cada dos grados cuadrados de latitud y longitud. (Datos procedentes de M.E. Pautz, 1969, ESSA Tech. Memo WBTM FCST 12 Office of Meteorological Operation, Silver Spring, Md.)

Masas de aire y borrascas

Perturbaciones meteorológicas en los trópicos y en el Ecuador

FIGURA 8.18. Esta gran devastación ocurrida en Xenia (Ohio) acaeció en la tarde del 4 de abril de 1974. Esta borrasca fue uno de los 148 tornados que azotaron 12 estados centrales en dos días consecutivos matando a unas 300 personas e hiriendo a más de 5.000. El mayor efecto causado por un único tornado en la historia. (World Wide Photos.)

den resistir los daños producidos en la estructura. Un tornado puede verse u oírse con antelación, pero aque­ llos que se aproximan por la noche no se pueden adver­ tir. El Servicio Meteorológico Nacional mantiene un sis­ tema de predicción y de aviso de tornados. Dondequiera que las condiciones sean favorables a su desarrollo, el área afectada es alertada y son puestos en funcionamiento sistemas de observación e información. Las trombas marinas son semejantes en estructura a los tornados pero se forman en el mar bajo nubes Cumulo­ nimbos. Son más pequeñas y menos enérgicas que los tornados. El agua del mar puede ser elevada 3 m sobre su superficie. La rápida condensación del vapor de agua produce una visible columna que alcanza la base de la nube. Las trombas marinas, como también se las llama, son corrientes en los mares subtropicales del Golfo de México y en la proximidad de la costa suroriental de los Estados Unidos. Son el resultado de turbulencias de aire debidas al desplazamiento de un frente frío en bajas lati­ tudes.

Perturbaciones meteorológicas

Los modelos de tiempo en las zonas tropicales y ecuato­ riales difieren radicalmente de las latitudes medias. El efecto Coriolis es muy leve en el Ecuador y hay una carencia de fuertes contrastes entre las diferentes masas de aire; en consecuencia, los frentes claramente defini­ dos y las depresiones de onda, extensas e intensas, aquí no las hallaremos. Por otro lado existe una actividad atmosférica enérgica en relación con las células de con­ vección, debido al alto contenido en humedad en las masas de aire marítimas de estas latitudes. En otras pala­ bras, existe una considerable reserva de energía en forma latente, esta misma que nutre de poder a la más formida­ ble de las tormentas: el ciclón tropical . El mapa meteorológico mundial de la figura 8.13, muestra el inicio de unas condiciones climáticas típicas en las áreas ecuatoriales y subtropicales. Fundamental­ mente consiste en dos alineaciones de células de altas presiones, una o dos por cada masa marítima o terrestre . La línea septentrional se sitúa colindante al Trópico de Cáncer, la meridional es adyacente al Trópico de Capri­ cornio. Entre las altas subtropicales yace la cubeta depre­ sionaria del Ecuador, donde convergen los alisios, proce­ dentes del NE y SE (exactamente sobre la Zona de Convergencia Intertropical, ZC IT). En las capas altas de la troposfera, el flujo de aire sigue una dirección aproxi­ mada de este a oeste, en forma de vientos tropicales permanentes del este, explicados ya en el capítulo 6. Una de las formas más simples de perturbación consis­ te en la ondulación de los vientos del este, un movimien­ to lento de la vaguada ecuatorial en el interior del cintu­ rón de los vientos de este tropicales (alisios). Estas ondulaciones se pueden apreciar en la zona comprendi­ da entre los 5 y los 30º N y S sobre los océanos, pero nunca sobre la línea ecuatorial. La figura 8.19 es un mapa del tiempo simplificado de una ondulación del este, en donde se muestran las isobaras, la dirección del viento y la zona de lluvia. La onda consiste en una indentación en las isobaras, formando una pequeña vaguada. La ondula-

FIGURA 8.19.

Una ondulación del este sobrepasando las Indias occidentales. (Datos procedentes de H. Riehl, 1954, Tropical Meteorology. McGraw-Hill Book Co., Nueva York, pág. 213, figura 9.3.)

en los trópicos y en el Ecuador

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FIGURA 8.20. Mapa del tiempo en superficie en el que se refleja la presencia de un típico huracán agitando las costas del este de Cuba. Véase la figura 8.1 0 para interpretar las flechas de vientos.

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28 Mb 1040 1030 1020 1010 1000 990 980 970

FIGURA 8.21. Gráfico realizado por un barógrafo de Galventon en Texas, durante la presencia de un huracán el 27 de julio de 1943. (National Weather Service . )

7 5º

ción se desplaza hacia el oeste a una razón de 325 a 500 kilómetros por día. Los vientos cercanos a la depresión ecuatorial convergen al este, retaguardia, del eje de la ondulación. El aire húmedo es elevado, produciendo chubascos dispersos y tormentas, y siendo su duración de un día o dos. Otra perturbación afín a estas latitudes es la baja o depresión ecuatorial débil que se forma en lugares cerca· nos a la vaguada ecuatorial. Las masas de aire húmedo convergen en el centro de la baja ocasionando lluvias a partir de células de convección aisladas. Algunas de éstas se indican en el mapa del tiempo de la figura 8.13, las cuales se centran en la línea de la ZCIT. Puesto que corresponde a un día de julio o agosto, la ZCIT está desplazada al norte del Ecuador y es también durante esta época cuando se desarrolla el monzón de las lluvias en el sudeste asiático. Otro hecho característico del tiempo en estas latitudes es la penetración ocasional de intensas cuñas de aire frío polar proveniente de latitudes medias, hacia las bajas latitudes. Se conocen con el nombre de irrupción de aire polar o más sucintamente irrupción polar, y aportan un tiempo despejado pero con temperaturas frescas, inusua· les en estas latitudes, además de vientos continuos y fuertes, que irrumpen a la zaga de un frente frío asociado con chubascos. La irrupción polar se halla bastante desa­ rrollada en el continente americano. Se suelen desplazar hacia el sur de los Estados Unidos, sobre el mar del Caribe y América Central, que se conocen bajo el nombre de " nortes" ; las que se dirigen desde la Patagonia hacia el norte, en el hemisferio austral, se les conoce como "pam­ peros". Un ejemplo de tal irrupción se puede observar en e l mapa de la figura 8.13 sobre Sudamérica. Ciclones tropicales

El ciclón tropical es uno de los tipos de tormenta ciclóni­ ca más enérgicos y destructivos y que también se suele conocer bajo el nombre de huracán o tifón. Se suele desarrollar sobre los océanos en latitudes comprendidas entre los 8 y los 1 5' N y S, pero no sobre el Ecuador, donde el efecto Coriolis es muy suave. En algunos casos una simple ondulación del este se profundiza e intensifi­ ca desarrollándose una baja profunda y circular. Un factor ambiental importante en el origen de esta tempestad es la alta temperatura de la superficie marina que calienta las capas inferiores de aire y crea inestabilidad. Una vez formada la depresión se desplaza hacia el oeste, a través del cinturón de vientos alisios, inflexionando luego hacia el norte y penetrando más tarde en el cinturón de vientos del oeste. El ciclón tropical es u n centro de borrasca circular con una exagerada disminución de l a presión en su interior,

FIGURA 8.22. Esquema d e un huracán. Las nubes de tipo cumulonimbos se configuran siguiendo una forma de anillos concéntricos que ascienden sobre una densa capa de nubes estratiformes. La anchura del diagrama es de 1.000 km. (National Oceanic and Atmospheric Administration, National Weather Service, R.C. Gentry, 1964, Weatberwise, vol. 17, pág. 182. Dibujo procedente de A.N. Strahler. Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper & Row Publishers, figura 19.36 Copyright 1963, 1971 de Arthur N. Strahler.)

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Masas de aire y borrascas

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FIGURA 8.23.

Trayectorias más corrientes de los ciclones tropicales en relación con las temperaturas (°C) de la superficie del mar en el verano del respectivo hemisferio. ( Datos procedentes de Palmén 1948.)

en el cual los vientos giran a enormes velocidades acom­ pañados de chubascos muy intensos (figura 8.20 y Lámi­ na B.7) . El diámetro de la depresión puede situarse entre 150 y 500 km. La velocidad de los vientos oscila entre 1 2 0 y 200 km/h siendo algunas veces superior. La presión barométrica en el centro de la borrasca ¡...uede l legar a disminuir hasta un valor de 950 mb o incluso menos (figura 8. 2 1 ) . U n elemento característico del ciclón tropical e s e l llamado ojo central, e n el cual prevalecen las calmas (figuras 8.22 y 8.27) . Éste es un vórtice libre de nubes, producido por el rápido movimiento en espiral de la borrasca, y en el que el aire desciende desde elevadas alturas calentándose adiabáticamente. El tránsito del ojo puede llevar cerca de media hora; después, la tormenta volverá a estallar con renovado ímpetu, pero con vientos de diferente dirección. La distribución mundial de los ciclones tropicales está limitada a seis regiones, siempre situadas sobre los océa­ nos tropicales y subtropicales (figura 8.23) : 1) Indias Occidentales, Golfo de México y Mar del Caribe; 2) Zona occidental del Pacífico Norte, incluyendo en él las islas Filipinas, Mar de China y el archipiélago del Japón; 3) Mar Arábigo y Golfo de Bengala; 4) Costa oriental del Pacífico, región próxima a México y América Central; 5) Sur del océano Índico, en regiones ya próximas a Mada­ gascar y 6) Zona occidental del Pacífico Sur, en la región de las islas Fidji, y Samoa y la costa oriental de Australia. Curiosamente estas borrascas son desconocidas en el Atlántico Sur. Los ciclos tropicales nunca se originan en

FIGURA 8.24. Trayectoria típica de algunos huracanes que se sucedieron durante el mes de agosto. (U.S. Navy Oceanographic Office.)

Ciclones tropicales

tierra, aunque penetran bastante tierra adentro, en las franjas continentales. Las trayectorias de los ciclonef tropicales en Norteamé­ rica están registradas en la figura 8.24, la mayoría de ellas originadas entre las latitudes 1 0-20º y se desplazan hacia el oeste y noroeste a través de los alisios, cambian de dirección bruscamente saltando hacia el noreste, entre las latitudes 30-35º y entrando en la zona de los Wester­ lies o vientos que rolan del oeste. En esta ú ltima zona disminuye su intensidad y se transforman en una típica borrasca ondulatoria de latitudes medias. En la franja de los vientos alisios, los ciclones viajan a velocidades de 1 0 a 20 km/h. El advenimiento de los ciclones tropicales se restringe a ciertas estaciones del año y éstas varían según la locali­ zación en el globo de la región borrascosa. Para los huracanes del Atlántico Norte, el período de su aconteci­ miento se sitúa entre mayo y noviembre con una máxima frecuencia en las postrimerías del verano e inicios del otoño. La norma general establece que la estación del año con mayor frecuencia, para el hemisferio septentrio­ nal, se relaciona con el desplazamiento de la ZCIT hacia

FIGURA 8.25. Esta devastación a lo largo de la costa sur de Haití fue ocasionada por el huracán "Flora" el 3 de octubre de 1963. (Miami News Photos.)

141

FIGURA 8.26. Borrasca ocluida sobre la zona oriental del océano Pacífico en una foto de satélite en la que se presenta en forma de espiral cerrada. El frente frío forma una banda estrecha y densa que barre el sur y suroeste del centro de la depresión. La observación de estas dos fotografías con estereoscopio ofrece una visión tridimensional. (NOAA-2 imágenes de satélite cedidas por cortesía de Nacional Environmental Satellite Service.)

el norte; de la misma forma, e l período de aparición de este suceso en e l hemisferio meridional, se presenta con su desplazamiento hacia e l sur. La importancia a nivel de medio ambiente del ciclón tropical radica en su efecto destructivo sobre islas y cos· tas habitadas (figura 8.25) . La destrucción de ciudades y viviendas ha sido una información normal en algunas ocasiones. Del terrible huracán que azotó Las Barbados, en las Indias Occidentales en 1 870, cuentan las crónicas que edificios de piedra fueron arrancados de sus cimien· tos, destruyó además, fuertes y transportó cafiones más allá de 50 metros de sus primitivas posiciones. Los árbo· les también fueron desgarrados y despojados de su corte· za, y más de 6 .000 personas perecieron. La destrucción en la costa, durante las tormentas, por olas que son alzadas a gran altura sobre el nivel del mar, es quizás el efecto más preocupante de este fenómeno. En los lugares donde existe un elevado gradiente de

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pres1on, se forma un fuerte viento que levanta el agua, formando un gran oleaje que embiste tierra adentro más allá de los límites ordinarios de costa. El súbito auge del nivel del agua se denomina ola gigante que tiene lugar a medida que el huracán avanza por la línea de costa. Los barcos son levantados e impelidos tierra adentro donde quedan embarrancados. Si a la depresión se le une e l efecto d e la marea alta, los límites alcanzados por la inundación serán todavía mayores. El terrible huracán que destruyó Galveston (Texas) en 1900, se vio reforzado por una repentina ola gigante inundando la baja ciudad costera y ahogando a casi 6.000 personas. En la desembo­ cadura del río Hooghly, en el Golfo de Bengala, murie­ ron 300.000 personas por culpa de la inundación produ­ cida por una ola gigante de 1 2 m que acompafió a un fuerte ciclón tropical que acaeció en 1737. Los bajos atolones de coral del oeste del Pacífico pueden ser com­ pletamente barridos por e l agua de mar impulsada por el

Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.27.

El huracán "Anita", sobre el oeste del Golfo de México, observado desde el GOES-2 el 1 de septiembre de 1977. El ojo de la tormenta estaba aproximadamente a 175 km al sudoeste de Brownsville (Texas. ) El huracán se desplazaba lentamente con sentido sudoeste para posteriormente atravesar a 230 km, el sur de dicha localidad. (Satellites Services, División Environmental Data and I nformation Service, NOAA.)

viento, llevándose palmeras y casas, y ahogando a los ha­ bitantes. Otra importante cuestión es la cantidad de precipita· ción que se produce a causa de los ciclones tropicales. Una considerable parte de la lluvia recogida durante el verano en algunas regiones costeras se puede atribuir a un pequeño número de tales tormentas, que aunque pueda constituirse en un inestimable recurso, podría configurarse, al mismo tiempo, en una amenaza por las crecidas de los ríos, y en área de montaña, por las coladas de barro y desprendimientos de tierra que pueden origi­ narse. En un intento de reducir la severidad de los huracanes mediante inseminación en las nubes, fue creado en 1960, por científicos del National Oceanic and Atmospheric Administration ( N OAA ) , el proyecto denominado "Stormfury" ( "violencia de las tempestades" ) que tras la inseminación de cuatro huracanes en ocho días diferen­ tes pretendía haber conseguido una reducción de las velocidades de los vientos que oscilaba entre un 10 y un 30 % en cuatro días. Ulteriores investigaciones han llega­ do a la conclusión de que las nubes de los huracanes contienen demasiado hielo natural y poca cantidad de gotas de agua subenfriadas para responder favorablemen­ te a la inseminación. El proyecto fue abandonado en 1983, pero se aprendió bastante acerca de los procesos físicos que afectan a la condensación. Teledetección en la predicción del tiempo

Los sistemas de teledetección explicados en el capítulo 4 han tenido un gran desarrollo en el campo de la observa-

Teledetección

en la predicción del tiempo

FIGURA 8.28. Fotos simultáneas del planeta tierra al amanecer, obtenidas a partir del GOES. A. Imagen en la región visible del espectro, en la que se muestra medio planeta en la oscuridad y el resto iluminado. B. Imagen térmica infrarroja, en la que se muestra la emisión térmica tanto para la mitad en oscuridad como para la iluminada. C. Imagen infrarroja procesada a fin de obtener la configuración del vapor de agua de las "nubes" en la troposfera. (Fotos cedidas por cortesía de la NASA.)

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ción meteorológica a través de la utilización de satélites orbitales especializados . El primero de ellos, el N i m ­ b u s l , fue lanzado a fin d e adoptar u n a órbita polar sincrónica solar en 1 964, y transmitió fotografías de TV, así como imágenes infrarrojas de alta resolución, el más reciente y que recoge imágenes en la oscuridad. Los posteriores satélites de esta serie y los subsiguientes de la: serie NOAA TIROS, todos ellos con órbita polar, han sido continuamente perfeccionados en la toma de datos en diferentes categorías. Por otro lado, en la transmisión de imágenes, estos satélites meteorológicos registran datos del perfil vertical de las diferentes temperaturas de la atmósfera, además de proveer datos sobre el ozono, el vapor de agua, el albedo, cobertura nubosa y nivosa, precipitación, presencia de hielo en el mar. En 1985 la serie TIROS del NOAA incluía 1 1 ingenios espaciales en un amplio programa de recopilación de datos meteorológicos y del medio ambiente. Los datos se reciben, procesan y distribuyen en la central de Suitland ( Maryland) . Los satélites recogen información proceden­ te de algunos cientos de observatorios incluyendo entre ellos no solamente estaciones fijas o plataformas flotan­ tes, sino también los que se obtienen a partir de globos sonda. Tanto el Servicio Meteorológico Nacional de los Estados Unidos como el Programa Meteorológico Mun­ dial utilizan los datos del TIROS con finalidades predicti­ vas. Las imágenes de satélites son utilizadas particular­ mente en el seguimiento de huracanes y tifones, un servicio que no solamente ha salvado muchas vidas hu­ manas, sino que también ha prevenido posibles daños en la propiedad. La figura 8.26 muestra dos imágenes de satélite en las que se puede observar una borrasca ondulatoria ocluida en el este del océano Pacífico. Éstas fueron preparadas para una visión estereoscópica, es decir, para poderlas observar en relieve. Una simple lente estereoscópica de campaña (la utilizada para estudiar fotografía aérea) se puede colocar sobre ambas fotos consiguiendo el efecto tridimensional de la borrasca. Otro tipo de satélites meteorológicos son los que tie­ nen una órbita geostacionaria, es decir, un satélite que tiene una posición fija sobre un punto concreto del Ecua­ dor terrestre. Estos satélites sincrónicos terrestres están

en una órbita ecuatorial a una altura de 36.200 km; la velocidad del satélite es la misma que la de la rotación del globo en su giro hacia el este. El primero de los satélites geostacionarios llamado SMS (Synchronous Meteorological Satellite) fue lanzado en 1974 y fue seguido por algunos más del mismo tipo. Desde 1980 la NASA ha lanzado cinco satélites de este tipo que operan simultáneamente: GOES-Este y GOES­ Oeste producid9s por la NOAA; INSAT, por la I ndia; Meteostat, por la Agencia Europea del Espacio; GMS Sunflower, por Japón. Los sistemas scanning de estos satélites barren el globo de norte a sur obteniendo imágenes correspondientes a un hemisferio ( Lámina B.8); de esta forma tanto las bo­ rrascas ondulatorias, como los frentes de las latitudes medias y las borrascas tropicales, están continuamente controladas por los satélites de órbita sincrónica terrestre y además complementan las imágenes obtenidas por los que poseen una órbita polar (figura 8.27.) Normalmente estos satélites están siendo utilizados en el Programa de Investigaciones Climáticas (World Climate Research Pro­ gram, WCRP.) En 1985, la información recogida por estos satélites y los de órbita polar iniciaron el Proyecto Clima­ tológico Internacional de seguimiento de nubes por saté­ lite, una actividad más del WCRP. La figura 8.28 muestra tres imágenes completas de la tierra fotografiadas por el GOES y tomadas simultánea­ mente durante las horas del amanecer. La fotografía supe­ rior (A) utiliza longitudes de onda dentro del espectro visible y muestra la posición del "terminator" (línea de contacto entre el día y la noche) así como algunos siste­ mas de nubes. La segunda foto (B) es una imagen en el espectro infrarrojo térmico, en la que no aparece el "ter­ minator " . En esta imagen las nubes, blancuzcas, indican calor, en contraste con el resto de atmósfera circundante que aparece oscura y por lo tanto fría. La tercera imagen (C) está procesada a partir de imágenes infrarrojas y en ella se pueden observar las regiones de las capas altas de la troposfera con abundante vapor de agua (áreas lumino­ sas) . La zona de convergencia intertropical, en la que el aire asciende cargado de humedad hacia las capas · altas, se puede aprehender como un área luminosa que está próxima al Ecuador.

"EL NIÑO" Y LA OSCILACIÓN MERIDIONAL Con intervalos de tres a ocho años de tiempo sucede una importante perturbación que afecta el océano y l a atmós­ fera y que se inicia al este del océano Pacífico y que extiende sus efectos sobre el globo durante más de un año comportando unas características de intempestividad en el tiempo y anormalidad, tal como pueden ser sequías, lluvias intensas, períodos de calor o de frío, o una alta incidencia en el número de borrascas ciclónicas. A todo este fenómeno se le conoce como "El Niño ". Hacia 1 890, un pescador peruano que relataba este suceso, utilizaba el nombre de "Corriente del Niñ o " para definir una i nva­ sión de aguas superficiales cálidas que invadía esta zona del Perú cada pocos años, siempre en Navidad y que agotaba la pesca del sector. Este suceso es irregular en cuanto al i ntervalo de tiem-

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po, y en cuanto a su intensidad, las más notables de las cuales han sido las de 189 1 , 1925, 1940-4 1 , 1965, 1972-73 y 1982-83. Tal como explicábamos en el capítulo 6 , la corriente de Humboldt (o la del Perú) es un flujo de agua fría que, valga la redundancia, fluye hacia el norte frente a las costas sudamericanas y en las proximidades del Ecuador vira hacia el oeste hacia el interior del océano Pacífico convertida en la corriente sudecuatorial. La corriente de Humboldt se caracteriza por la emergen­ cia del agua fría de las profundidades, cargada de iones nutrientes, que s irven de alimentación al plancton que allí se desarrolla. Los peces se alimentan de estas grandes cantidades de plancton y entre ellos se halla la anchove­ ta, un pequeño pez utilizado para la fabricación de pien­ sos para animales que prospera en gran número y es

Masas de aire y borrascas

FIGURA 8.29. Promedio de la presión atmosférica en superficie de la zona ecuatorial del Pacífico (véase también la Lámina B.3) .

60

recogido por el pescador peruano. Con la aparición de "El Niño", cesa el ascenso de agua fría siendo reemplaza­ da por aguas cálidas procedentes del oeste, de modo que tanto el plancton como los depredadores de la anchovPta desaparecen. Así se puede hallar gran número de aves muertas por inanición en estas épocas. Solamente desde que acaeció esta corriente en 1982-83 ha sido descubierta la verdadera historia de "El Niño " , si bien ya habían ciertas configuraciones sinópticas relacionadas con su aparición. Para entender cómo se pone en funcionamiento " E l Niño", pasemos revista a l a s condiciones medias d e pre­ sión y vientos de enero, para las zonas ecuatorial y sub­ tropical del Pacífico, utilizando para ello el mapa de la figura 8.29, que es básicamente la misma que exponía­ mos en la Lámina B . 3 . Obsérvese la posición d e l a zona d e convergencia in­ tertropical (ZCIT) a lo largo del eje de la vaguada ecuato­ rial. Observen, también, la dirección de los alisios. Re­ cordemos, además, la figura 6.25 para comprender cómo se relacionaban la corriente sudecuatorial con la presión y los sistemas de vientos. Nótese, por ú ltimo, especial­ mente que la baja presión a lo largo del ZCIT decrece de forma irregular de este a oeste y que comenzando en los 160' W de longitud, la cubeta ecuatorial de bajas presio­ nes se ensancha latitudinalmente y se profu ndiza sobre una gran área que abarca I ndonesia, Nueva Guinea y el norte de Australia. Esta región en el verano (cuando hay una elevada insolación en el hemisferio austral) experi­ menta normalmente una fuerte precipitación. Para el nor­ te de Australia, esta es la estación lluviosa o monzónica de los climas tropicales secos y húmedos (capítulo 9 y Lámina C . 2 ) . Por lo que hace referencia a la costa perua­ na, el clima desértico prevalece a lo largo del año, siendo enero el mes con menor precipitación . Gilbert Walker fue un matemático británico, hombre con una amplia educación y abierto de miras, que sirvió en un cargo científico en la India a comienzos de 1904 y a quien se acredita la observación de una inversión extra­ ña y ocasional en el sistema de presión barométrico ya descrito. En algunos años, la región de baja presión de Indonesia y Australia es reemplazada por una alta pre­ sión, mientras que la primera se profundiza en el extre­ mo oriental del océano Pacífico, dentro de la vaguada ecuatorial. Walker denominó a este fenómeno oscilación meridional (Southern Oscillation, S . O . . ) Observó que la presencia del anticiclón ocasionaba sequías en la región occidental, mientras que en la oriental de "El Niño", se registraban unas elevadas precipitaciones. Desde la época de Walker sus observaciones han sido consideradas como precursoras para que se iniciase la de la corriente de " E l Niño" . Para una mejor observación de

Teledetección

en la predicción del tiempo

100

140

180

140

100

60

este fenómeno de vaivén meteorológico han sido escogi­ dos dos observatorios: Darwin, en la costa norte de Aus­ tralia, con una longitud de 1 30' E; y la isla de Tahití, a los 1 50' W. La figura 8.30 es un mapa especial donde se refleja el nivel de correlación entre las diferentes lecturas de presión barométrica sobre la región oceánica. Para cualquier punto sobre el mapa, cuando se presenta la oscilación meridional, la presión que se obtiene se coteja con la registrada en Darwin, de manera que se obtiene una presión anómala. Las isolíneas con valores elevados (6 a 8, tanto positivos como negativos) indican un alto nivel de correlación con Darwin y Tahití, el valor prece­ dente con las altas presiones y el posterior con las bajas presiones, respectivamente. Actualmente el efecto de la oscilación meridional (SO) se combina con el de "El Niño" (EN) formando el acróstico ENSO. El inicio de la presión anómala por oscilación meridio­ nal, en mayo de 1982, fue inmediatamente seguido por dos cambios en el medio superficial. Primero, los alisios cesaron de soplar; segundo, la temperatura de la superfi­ cie marina subió claramente en el Pacífico oriental, al sur del Ecuador. El ascenso térmico se inició en la costa sudamericana en octubre de 1982, cuando cesó también el aporte de agua fría a la superficie. La zona cálida, entonces, se extendió progresivamente más hacia el oes­ te, entre el Ecuador y la latitud 5' S alcanzando casi la longitud 1 80' en diciembre de 1 982 en la que permane­ ció hasta febrero de 1983. La temperatura del agua en superficie había aumentando más de 2' C sobre el valor normal en lo que podríamos llamar fase de madurez del ENSO, con un tiempo de duración desde diciembre de 1982 hasta febrero de 1983.

60

180

60

FIGURA 8.30. Correlación de la media anual de las presiones con la presión en Darwin (Australia.) Las isopletas vienen expresadas mediante coeficientes de correlación. ( Procedente de Eugene M. Rasmusson 1985, American Scientist., vol. 73, pág. 169, figura 2. Publicado con permiso.)

145

60

45 30

45

B



30

15

15

o

o

15

15

FIGURA 8.31. A) , Diseño normal desde diciembre a febrero d e l a corriente en chorro. B) Diseño durante el ENSO de diciembre de 1982 a febrero de 1983. (Datos procedentes de Eugene M. Rasmusson, 1 984 , Oceanus, vol. 27, n.0 2, pág. 1 2 , figura 9. Copyright 1984 por The Woods Hole Oceanographic Institution. Publicado con permiso.)

El cese de los alisios, en junio de 1982, fue seguido por un curioso evento: la puesta en marcha de vientos del este ecuatoriales en superficie que se establecieron en la parte media del Pacífico en unas longitudes que oscila· ban entre los 1 60º E y los 1 50º W. Al mismo tiempo la zona de precipitación en el suroeste del Pacífico se tras­ ladó hacia el este, dentro del área de los vientos del oeste ecuatoriales y alcanzando su máxima intensidad en enero de 1 983 entre las longitudes 140º y 160º W. Soplando sobre la superficie marina estos vientos inician las ondas de Kelvin con un movimiento hacia el este y que condu­ cen las aguas cálidas, en oleadas, hacia las playas del Pacífico en Sudamérica. Ello se podría imaginar a modo de chapoteo por el cual las aguas del mar suben a lo largo de las costas a ramalazos. Una consecuencia de la presen­ cia de agua caliente frente a las costas sudamericanas es la producción de lluvias torrenciales ocasionando devas­ tadoras avenidas, en los ríos que bajan de la cordillera andina en la zona del Perú, Bolivia y Colombia. La capa de agua superficial cálida se extiende hacia el norte por toda la costa de América Central y Norteamérica, llegan­ do a costas tan alejadas como las de Oregón. U n efecto de esta súbita elevación de la temperatura y del nivel del mar fue la rápida muerte por exceso de calor, en diciem­ bre de 1982, de multitud de arrecifes coralinos a lo largo de más de 3 .000 km de costa. Este suceso es considerado actualmente por algunos ecologistas como un desastre ecológico irreversible que ultimaría con la destrucción del coral. Asociado con la fase de madurez del ENSO fue el cambio en la configuración de la corriente en chorro en el hemisferio Norte, tal como se indica en la figura 8.3 1 .

146

Obsérvese que la corriente del ENSO barre de través México y el Caribe, continuando por el Atlántico y en­ trando en el norte de África y para seguir con fuerza, todavía, por todo lo largo de la Península Arábiga y el norte de la India. Una consecuencia de la posición meri­ dional de la corriente en chorro sobre Norteamérica fue que aportó frecuentes invasiones de tormentas ciclónicas con las consiguientes lluvias en las áreas costeras, gran­ des nevadas en las cordilleras occidentales, así como intensos chubascos en la costa del Golfo y sobre Florida. La precipitación entre enero y febrero de 1983 excedió un 200 % lo normal en estas localidades. Otro probable efecto del ENSO fue la anormalidad, entre diciembre de 1 982 y abril de 1983 de la presencia de diversos ciclones tropicales en el Pacífico sudcentral donde no suelen frecuentar. A principios de 1981 el área seca y de altas presiones del oeste del Pacífico se desplazó lentamente hacia el norte, cubriendo el ámbito de las Filipinas y extendién­ dose hacia el oeste, incluyendo el sur de la India y Sri Lanka, al mismo tiempo que una fuerte sequía azotó el sudeste de África. Otro tipo de perturbaciones en la atmósfera -llamadas generalmente anomalías climáticas- ocurrieron en las altas latitudes durante el ENSO más allá de nuestro ámbi­ to. La serie de eslabones deducidos de efectos a escala mundial, pertenecen a un tipo de acontecimientos me­ teorológicos conocidos como "teleconexiones" . Las in­ teracciones que en ella se incluyen son algo misteriosas y son objeto de continuas investigaciones. El ENSO puede haber tenido importancia en otros variados aspectos an­ tes de que "El Niño" aconteciese.

Masas de aire

y borrascas

CAPÍTULO

Clasificación

La meta del geógrafo físico es la de reconocer y explicar el medio ambiente de las diferentes regi0nes del planeta trascendentes para la vida humana y para el resto de las especies vivas. ¿Cuáles son los componentes vitales parti­ cularmente importantes para el hombre y para el resto de la biosfera a un nivel más general? Tengamos en cuenta, ante todo, que el suministro básico de alimentación de la biosfera es la materia orgánica sintetizada por las plantas, las cuales son las principales productoras y a partir de ella se sustentan y mantienen otras formas de vida. Puesto que el hombre depende de estos productores primarios, parece. lógico que hagamos hincapié en los componentes del medio que resultan básicos para su crecimiento. Las plantas ocupan tanto el medio terrestre como el marino, pero como la vida vegetal que vive sobre los continentes está más expuesta a la atmósfera, en lo que hace referencia a los intercambios de materia y ener­ gía, y puesto que el alimento del hombre deriva de las plantas terrestres, nos concentraremos en la interfacie tie­ rra-atmósfera. Dos componentes -atmosféricamente los componen­ tes derivados varían enormemente de un lugar a otro de la superficie terrestre y de una estación del año a otra-, la energía y el agua deben estar en forma aprovechable para las plantas. Ellas utilizan la radiación solar para realizar la fotosíntesis (este proceso de fabricación y síntesis, de hidratos de carbono) y para ello necesitan también dióxido de carbono y agua. Sin embargo el dió­ xido de carbono es bastante uniforme, en cuanto a su concentración en la atmósfera, en cualquier punto del globo y en cualquier estación del año, y de este modo podemos omitirlo como un factor variable en el medio. Las plantas necesitan también calor dispuesto en forma sensible y que sea proporcional a la temperatura del aire o del suelo, dentro de unos límites específicos. También requieren la presencia de agua en la zona radicular del suelo, aunque los animales también la neces.iten, del mismo modo que una oscilación térmica soportable. Los vegetales por otro lado liberan energía y agua a la atmós­ fera a través del proceso de respiración por el cual las moléculas carbohidratadas se descomponen en dióxido de carbono y agua (el proceso de fotosíntesis y respira­ ción se dilucida en el capítulo 24) .

Clima y clasificación climática

de

9

los cli1nas

Aparte de energía, C02 y agua, las plantas necesitan nutrientes que los obtendrán del suelo y que a su vez serán liberados de nuevo a este medio con los restos de tejidos vegetales muertos; de esta forma se disuelven y reciclan en él (el ciclo de los nutrientes se explica en el capítulo 24) . En resumen, los vegetales terrestres requieren de ener­ gía lumínica, dióxido de carbono, agua y nutrientes. Cada uno de estos elementos proviene de dos fuentes básicas: 1 ) La atmósfera y 2) el suelo. El suministro de energía lumínica, energía calórica y agua se ciñe estrictamente al concepto de clima, es decir, las plantas dependen del clima y del suelo. De estas dos fuentes de materia y energía, el suelo es el que resulta más afectado por las plantas, pues sirve para el reciclaje de materia. El clima, cuando se define de manera amplia como una fuente de energía y agua, es un agente de control independiente. Está determinado por la latitud, por los movimientos a gran escala del aire, y la interacción de masas de aire diversas dentro de la troposfera. Si comenzásemos a esta­ blecer una pirámide de prioridades e interacciones, el clima ocuparía el vértice superior como variable inde­ pendiente (figura 9 . 1 ) . Por debajo suyo y formando la base de la figura estarían: 1 ) Los procesos orgánicos de las plantas, y 2) los procesos del suelo. Ambos interac­ túan a nivel de la base.

Clima y clasificación climática El clima ha sido siempre en geografía física, la piedra de toque y ha constituido la base para una racionalización física definida del globo. Examinemos en primer lugar el contenido de la climatología tradicional, la ciencia del clima. En el sentido más amplio, clima es una condición característica de la atmósfera próxima a la superficie te­ rrestre en un lugar, o sobre una región determinada. Los componentes que intervienen en su descripción son, en su mayor parte, semejantes a los componentes del tiempo utilizados para describir el estado de la atmósfera en un instante preciso. Si la información del tiempo trata con un suceso específico, el clima representa la generaliza­ ción del tiempo. La manifestación del clima a partir de un observatorio o una región concreta, se define a partir del

147

promedio de las observaciones acumuladas sobre series de períodos anuales. No solamente es la media o el promedio de los valores examinados, entran también dentro de la contabilización las situaciones que escapan a la norma, las excepciones y las probabilidades de que vµelvan a ocurrir.

CLIMA

Aportes básicos de energía y agua



PROCESOS , ORGÁNICOS

n

Atmósfera Hidrosfera y litosfera

e

o (_)

e

PROCESOS

l �--•a.4U. DEL SUELO

Fotosíntesis, 1 respiración, 1 reserva de energía \. FIGURA 9.1.

___ _,. 1 _____ _

.1

Nutrientes, producción, reserva hídrica

Ciclo de los '-""-- ------' nutrientes

Papel del clima en los procesos del medio de la

biosfera.

En capítulos pasados se contenía mucha información que podía haberse incluido dentro de la definición del clima. Por ejemplo, los mapamundis que mostraban para los meses de julio o enero las presiones barométricas medias, o vientos, o la temperatura del aire, son expresio­ nes diversas del clima. Los componentes físicos del clima son muchos, se incluyen cantidades mensurables de ra· diación, calor sensible, presión barométrica, vientos, hu· medad relativa y específica, punto de rocío, cobertura y tipo de nubes, niebla, tipo de precipitación e intensidad, evaporación y transpiración, incidencia de borrascas y anticiclones, frecuencia de los movimientos de los fren­ tes. ¿Cuál de estos componentes es realmente significati­ vo en el momento de analizar el clima? La aproximación climática como geógrafos, nos llevará solamente a lo que necesitamos. Nuestro problema a la hora de idear un sistema elo· cuente de clases climáticas (una clasificación de los cli· mas) es seleccionar las categorías de información dispo­ nibles y que se correlacionen estrechamente con las necesidades de la vida sobre la tierra. Para ello utilizare­ mos aquellas que nos ayuden a delimitar tipos regionales de climas, y si lo hacemos como cabe esperar, cada unidad regional dentro del sistema climático reflejará marcadamente el papel de la atmósfera como controlado­ ra de la vida terrestre. Este mismo sistema nos dará algu­ na indicación de las oportunidades y restricciones que la atmósfera, como medio, impone sobre la humanidad en el momento en que ésta intenta incrementar los suminis­ tros de alimentación y de agua, al mismo tiempo que se extienden las áreas de uso urbano e industrial . La clasifi­ cación climática que aquí ambicionamos debe tener utili­ dad en cuanto ha de guiar la planificación regional y el crecimiento de la población, del mismo modo que en describir el medio natural. Este papel es particularmente importante en la conducción del progreso de las nacio­ nes en desarrollo, en cuanto intentan aumentar los recur­ sos alimenticios de una forma inadecuada.

148

Seleccionemos, pues, aquellas categorías de informa­ ción que puedan ayudarnos en la confección de un siste­ ma climático expresivo y práctico.

La radiación neta como base para una clasificación climática Entre los geógrafos, la propuesta de utilizar la radiación neta como base para una clasificación climática, constitu­ ye un hecho bastante reciente. Un intento preliminar para construir un sistema de clasificación basado en la insolación fue realizado por Werner H. Terjung en 1970; fue seguido el mismo año con un intento, también suyo, de utilización de la radiación neta para el mismo fin. Recordemos del capítulo 4 que la radiación neta era el resultado de la diferencia entre entradas y salidas de energía de onda corta, como de onda larga. Volviéndonos a referir a la figura 5.10, vemos que el ciclo anual de radiación neta presenta notables diferencias entre las zonas ecuatoriales y las árticas. Terjung analizó las gráfi­ cas anuales de esta variable con respecto a los valores máximos, la oscilación anual de éstos y la forma de la gráfica. Combinando tales parámetros diseñó un sistema de tipos climáticos y un mapamundi con su distribución. La radiación neta está, normalmente, vista como el mejor indicador de energía aprovechable para el creci­ miento de las plantas. En conjunción con la medida de agua aprovechable en forma de humedad en el suelo, la radiación neta puede convertirse, finalmente, como la base para una clasificación de los climas a nivel del globo; sin embargo, actualmente en geografía física pre­ dominan métodos más convencionales con la utilización de otras variables climáticas, y hacia ellas vamos.

La temperatura del aire: base para una clasificación climática Todo tipo de organismos, ya sean animales, ya vegetales, están sujetos a unas limitaciones térmicas del aire, agua o suelo circundante; la supervivencia por encima o por debajo de estas condiciones no sería posible. Pocas plan­ tas en período de crecimiento pueden sobrevivir a tem­ peraturas superiores a 50º c poco más de breves minutos. M uchas especies vegetales nativas de latitudes tropicales o ecuatoriales mueren si se les expone durante un breve período de tiempo a temperaturas por debajo del punto de congelación (Oº C ) . La congelación del agua conteni­ da en los tejidos vegetales causa roturas en las plantas inadaptadas a estas condiciones. La alternancia de hielo y deshielo en el suelo puede significar la rotura de raíces de plantas, y es un factor limitante del crecimiento de las plantas en zonas árticas y alpinas. Aparte de límites extremos en la tolerancia térmica, las plantas reaccionan a un incremento en la temperatura del aire o del agua a través del aumento de la actividad física o química. La proporción óptima en la cual la actividad fotosintética y la respiración llegan a incrementarse para­ lelamente a un ascenso de las temperaturas, se encuentra, para ambas, entre el punto cercano a la congelación y los 20 y 25º C, más allá de la cual la fotosíntesis comienza a declinar, mientras que la respiración continúa aumentan­ do su actividad hasta temperaturas considerablemente altas. Sabiendo que las plantas están fuertemente influen­ ciadas por el factor térmico tanto en el aire y en el suelo que las rodea, incluiremos este factor como uno de los elementos esenciales en el clima.

Clasificación de los climas

La figura 5.11 mostraba ciclos anuales de temperaturas para cuatro observatorios dispuestos entre el Ecuador y la zona subártica. Traslademos esta investigación un paso más allá a fin de explorar la oscilación, a nivel de planeta, de los ciclos anuales. Una comparación de los ciclos anuales de temperatura para diversos observatorios sobre el globo nos permite el reconocimiento de cierto número de tipos, los cuales pueden ser denominados regímenes térmicos. Algunos de ellos los hallamos reflejados en la figura 9.2 y 9.3; cada uno de ellos ha sido subtitulado de acuerdo con la zona latitudinal a la cual pertenece, por ejemplo: ecuatorial, tropical, de latitudes medias o subártico. Algunos rótulos incluyen palabras más descriptivas de su localización con respecto a la masa terrestre. Así "continental"se refiere a una sede en el interior del continente; "costa oeste" y "marina" se refieren a un emplazamiento unido al océa­ no, en este caso en el lado oeste del continente. El régimen ecuatorial es uniformemente cálido; las temperaturas oscilan alrededor de los 27º e durante todo el año y no hay estaciones en cuanto a diferencias térmi­ cas. El régimen tropical continental varía desde unas características calurosas, cuando el sol está en lo alto, hasta unas condiciones térmicas más suaves en el solsti­ cio opuesto. En lugares próximos al océano, sin embargo, tenemos un régimen tropical de costa oeste, con un leve ciclo estacional y un calor no muy acusado. El mismo régimen de costa oeste puede trazarse para latitudes me­ dias. Y con unas características muy semejantes, de forma

Por otra parte, por ser una importante circunstancia del medio ambiente tanto para la fisiología como en la repro­ ducción de las plantas, la temperatura del aire entra en muchas otras actividades de la vida animal (por ejemplo, hibernación y migración). Para el hombre, la temperatura es un factor fisiológico importante y se relaciona directa­ mente con la cantidad de energía que se desembolsa en el calentamiento del espacio y en el acondicionamiento del aire en el interior de los edificios. No obstante, la temperatura por sí sola no define clases climáticas signifi­ cativas, pues muchas veces falta la disponibilidad del ingrediente agua. La temperatura de las capas inferiores del aire, medida con termómetros instalados en el interior de proteccio­ nes homologadas (capítulo 5), ha provisto desde hace tiempo de una variable esencial en grandes cantidades para uno de los principales sistemas de clasificación cli­ mática. La información mensual basada en lecturas dia­ rias de los termómetros de máximas y mínimas, ha sido recopilada desde hace bastantes décadas por miles de observatorios instalados en todo el mundo. Consecuente­ mente, la disponibilidad ha sido un importante factor que ha favorecido su empleo para diseñar un sistema de clasificación climática basada en esta variable.

Regímenes térmicos En el capítulo 5 estudiamos el ciclo anual de temperatu­ ras en relación con el ciclo del balance energético anual.

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Ecuatorial ºC 7 ""1 :

30 .5


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l Ecuatorial lluvioso -50 0 -5 E F MA MJJA S,OÑD

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101 (In Salah Argelia)

-201

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Costas oeste de latitudes medias

4 dw tropical seco subtipo de costa oeste

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Mediterráneo

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Regímenes rermicos

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11 Bosques boreales

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EF M A M JJASOND

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Altas _ latitudes

20

o

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N

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40

8 Marítimo de costa oeste '

71º (Eismitte)

j

60

-20

Groenlandia lnlandsis

Al berta 58º (Ft. Vermilion)

O

80

S. Alaska 57' (Sitka)

Casquete polar

Algunos regímenes térmicos importantes, representados por sl.Ís ciclos de temperaturas. (Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.2.

f

Continental subártico

l

10 Continental húmedo

·l¡

California 36º (Monterrey)

41 • N (Omaha)

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- -40• 1 -50

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fTlTfITT!TTIJ

¡-¡: � t�)-1 t 1 �t

Continental de latitudes medias

Tropical continental

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Bahía de Walvis

'§ -30

ºC

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Regímenes térmicos Tropical de costa oeste

'

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13

C�squete polar J.

100 ºF

80 60

40

20 o

-20

-40

-60

E F M A M JJASOND

149

invariable se pueden hallar en latitudes mucho más sep­ tentrionales. En el interior de los continentes, los marca­ dos ciclos anuales permanecen, por ejemplo, desde el régimen continental de latitudes medias hasta el conti­ nental subártico, donde la oscilación anual es enorme. El régimen del casquete glacial de Groenlandia constituye una clase en sí, con un frío riguroso a lo largo del año. Pueden ser identificados otros tipos de regímenes, pues pueden matizarse de uno a otro, haciendo de la lista algo indefinidamente largo. En las figuras 9.2 y 9.3 se reflejan dos importantes conceptos. Uno de ellos es el de continentalidad, la tendencia de una enorme masa terrestre a imponer una amplia variación en el ciclo anual. La continentalidad deviene más exagerada cuanto mayor es la latitud, debido a que el ciclo de insolación trasluce unos valores extre­ mados con el incremento de esta variable. Otro concepto lo compone la influencia marina, la cual tiende a aliviar el ciclo anual revelando unas temperaturas dentro de una moderada diversidad. Este efecto, sin duda alguna, pro­ viene de la capacidad de los océanos de retener grandes cantidades de calor, almacenándolo y recogerlo o emitirContinental subártico

Casquete polar Groenlandia, lnlandsis 71 º N (Eismitte)

/:.\ 58 • N (Ft. Vermilion)

lo muy lentamente si lo comparamos con las áreas te­ rrestres.

La precipitación: base para una clasificación climática La información de la precipitación obtenida por el simple pluviómetro (capítulo 7) está disponible de forma abun­ dante en mú ltiples observatorios extensamente distribui­ dos por todo el globo. No ha de extrañar, entonces, que la información de la precipitación mensual y anual for­ men la piedra angular de muchas Je l�s clasificaciones climáticas. El promedio de precipitación anual se ilustra en un mapamundi, Lámina C.3. Está realizado a base de isoye­ tas, líneas que unen todos los puntos que perciben la misma cantidad de precipitación a lo largo del año. Para regiones donde toda, o gran parte de ésta es en forma líquida usaremos el término de "lluvia"; para los lugares donde la nieve constituye una gran parte de la precipita­ ción anual utilizaremos el término más amplio de "preci­ pitación".

Continental de latitudes medias

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Desierto del Sáhara 27° N California 36 • N (Monterrey)

In Salah, A rgel ia --�

11

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Ecuatorial

Camerún 4º N (Douala)



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23. s

Namibia Walvis Bay

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Localización de cada una de las estaciones de la figura 9.2. ( Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.3.

150

Clasificación de los climas

Tabla 9.1.

División regional del mundo según la precipitación Precipitación anual

Extensión latitudinal

Localización en continentes

Masa de aire dominante

cm

pulg

Ecuatorial lluvioso Vientos alisios en el litoral Desiertos tropicales

10º N y S 5-30º N y S 10-35º N y S

Em Tm Te

más 200 más 150 menos 25

más 80 más 60 menos 10

Desiertos de latitudes medias y estepas Regiones subtropicales húmedas Costas occidentales de latitudes medias Desiertos árticos y polares

30-50º N y S 25-45º N y S 35-65º N y S

Interior y costas Estrechas franjas costeras Interior y costas occidentales Interior Interiores y costas Costas occidentales

Tc,Pc Tm (verano) Pm

10-50 100-150 más 100

4-20 40-60 más 40

60-90º N y S

Interiores y costas

Pc,Ac

menor 30

menor 12

Nombre

Los modelos a nivel planetario de precipitación están relacionados con las regiones manantiales de las masas de aire y, de forma predominante, con los movimientos de las masas de aire . Siete regiones de precipitación pueden ser conocidas en términos de total anual en combinación con su situación. Los detalles se especifican en la tabla 9. 1 . La figura 9.4 es un esquema donde se representa la distribución global de la precipitación, sim­ plificado al máximo en virtud de un continente imagina­ rio que reuniese todos los regímenes pluviométricos. Obsérvese que los adjetivos "lluvioso", "húmedo" "sub­ húmedo", 'árido"y "subárido"han sido aplicados a cada uno de los cinco niveles de precipitación anual, los cua­ les oscilan desde O a 200 cm. l . El cinturón lluvioso ecuatorial, de l luvias intensas su­ periores a los 200 cm anuales, se sitúa sobre el Ecua­ dor e incluye la cuenca del río Amazonas, en Sudamé­ rica, y la cuenca del río Congo en el Á frica Ecuatorial, además del este de Nigeria, Guinea y las Indias OrienZonas

N 80

----

-

--- ----¡

---

Ártico Círculo Polar

70

tales. La preponderancia de temperaturas cálidas y una elevada humedad contenida en la masa de aire maríti­ ma ecuatorial (Em) favorece unas lluvias de convec­ ción, junto a la aparición de tormentas que son fre­ cuentes a lo largo del año. 2. Las estrechas franjas costeras con elevada pluviosidad, 1 50 a 200 cm y localmente más, se sitúan, desde zonas próximas al Ecuador hasta latitudes de 25º a 30º N y S, sobre las costas orientales de cada continente o gran­ des islas. Ejemplos de ello lo constituyen las costas orientales del Brasil, América Central, Madagascar y el noreste de Australia. Estos son los vientos alisios que inciden en las costas, donde la masa de aire húmeda tropical marítima de los océanos cálidos es transporta­ da a tierra por los alisios evientos del este tropicales). El choque de estas masas de aire sobre las cordilleras y montañas costeras produce intensas lluvias orográ­ ficas. 3. En notable contraste con el cinturón ecuatorial lluvio-

----

60

- - --



50 40 Subtropical

30 20

lrópico de Cánce. Tropical

10

o

--

- Ecuatorial

------ -

10 20 30

-- - -

Alisios (vientos del este tropicales)

Tropical

Muy húmedo lluvioso

Trópico de Capricornio--­ Subtrópical

D

40 50

s 60 ------

D

-----

La precipitación: base para una clasificación climática

Cm 200 +

Precip.

(Pulg.)80 +

Húmedo 100-100 40-80 Subhú· medo

50-100 20-40

Semiárido25.50 Árido

0-25



Monta

10-20



_J 0 - 10

_

FIGURA 9.4. Esquema de la distribución de la precipitación anual sobre un continente imaginario y sus áreas oceánicas adjuntas.

151

so y a horcajadas sobre el Ecuador existen dos vastas zonas con desiertos tropicales colindantes aproxima­ damente con los trópicos de Cáncer y Caprkornio. Son desiertos tórridos, infecundos, con una pluviosi­ dad menor de 25 cm o incluso, en algunos puntos, menos de 5 cm. Se localizan y son consecuencia de las células de altas presiones subtropicales donde la sub­ sidente masa de aire tropical continental (Te) se ca­ lienta y seca adiabáticamente. La poca lluvia que estas áreas experimentan son de tipo conveccional pero de poca trascendencia. Obsérvese que los desiertos tropi­ cales se extienden a zonas próximas a la costa oeste de los continentes, e incluso sobre los océanos. 4. Más hacia el norte en el interior de Asia y Norteaméri­ ca, entre las latitudes 30 y 50' tenemos los grandes desiertos continentales de latitudes medias que se extienden hacia las praderas semiáridas denominadas estepas. La precipitación anual oscila desde cantida­ des inferiores a 10 cm en las regiones más secas, hasta 50 cm en las estepas más húmedas. La sequedad resul­ ta de la lejanía de las fuentes de humedad oceánicas. Localizada en una región de vientos predominantes del oeste, estas áridas tierras ocupan el lado de sota­ vento de las montañas costeras o de alta montaña. Por ejemplo, las cordilleras costeras de Oregón, Washing­ ton, Columbia Británica y Alaska protegen el interior de Norteamérica de la húmeda masa de aire marítima polar ( Pm) originada en el Pacífico . Cuando descien­ de por los valles entre montañas y los llanos del inte­ rior, esta masa de aire se calienta y reseca. De forma similar, las montañas europeas y de la Península Escandinava obstruyen el flujo de la masa de aire polar marítima ( Pm ) húmeda que circula des­ de el Atlántico Norte hacia el oeste de Asia. Las gran­ des cordilleras meridionales de Asia, asimismo, impi­ den la entrada de humedad de las masas de aire Tm y Em procedentes del océano Índico. El hemisferio sur cuenta también con dos zonas de pequeña extensión situadas en latitudes medias que contienen un enorme desierto continental, cuya larga faja de dirección norte-sur no es más que la contrapar­ tida, en términos generales, de los desiertos norteame­ ricanos y de las estepas de Oregón, al norte de Neva­ da. Estas franjas se ubican en la vertiente de sotavento de la cordillera andina. 5. Los lados suroccidentales de los continentes de Nor­ teamérica y Asia, a una latitud comprendida entre los 2 5 y 45' N, se emplazan las húmedas regiones subtro­ picales con una pluviosidad anual de 1 00 a 150 cm. Á reas más pequeñas pero del mismo tipo se encuen­ tran en el hemisferio austral en Uruguay, Argentina y el sudeste de Australia. Estas regiones se sitúan en las húmedas bandas occidentales de los centros de altas presiones subtropicales en una posición tal que la masa de aire húmedo Tm procedente de los océanos tropicales es transportada hacia el norte sobre las tie­ rras adyacentes. En general, estas zonas reciben lluvias muy intensas, debido a la presencia de los ciclones tropicales. 6. Otra remarcable localización lluviosa la constituyen las costas occidentales de latitudes medias de todos los continentes e islas grandes que están comprendi­ das entre los 35' y los 65', en la región de los vientos predominantes del oeste. Éstas fueron citadas en el capítulo 7 como buenos ejemplos de costas sobre las que existe una abundante precipitación de origen oro-

152

gráfico como resultado de un ascenso forzado de las masas de aire Pm. Donde las costas son accidentadas o montañosas, como en Alaska y en la Columbia Británi­ ca, sur de Chile, Escocia, Noruega e isla Sur de Nueva Zelanda, la precipitación anual se sitúa por encima de los 200 cm. Estas escabrosas costas albergan grandes valles glaciares que cavan profundas bahías (fiordos) . 7. La séptima región que se puede establecer en base a la variable precipitación está formada por los desiertos áridos y polares situados al norte del paralelo 60' y cuya precipitación es muy inferior a los 30 cm, a excepción de las franjas costeras occidentales. Las frías masas de aire polar continental (Pe) y ártica continen­ tal (Ac) no pueden aportar demasiada humedad y, en consecuencia, no se producirán grandes precipitacio­ nes; paralelamente los valores de evaporación son bajos. Tal como se podría deducir, entre estas regiones plu­ viométricas se pueden albergar algunas más específicas, más aún, esta lista no reconoce el hecho de que los modelos estacionales de precipitación difieran de región a región.

Modelos estacionales de precipitación Aunque la precipitación total anual es una variable nor­ malmente utilizada a la hora de establecer las característi­ cas de los diversos tipos climáticos, se puede convertir en una mala guía estadística debido a que pueden haber fuertes contrastes estacionales. Ello crea unas grandes diferencias en cuanto a la distribución de plantas natura­ les y cultivos agrícolas, si se dan unas alternancias de estaciones secas y lluviosas, o por el contrario existe una uniformidad pluviométrica anual. También crea diferen­ cias si la estación lluviosa coincide con la estación con temperaturas más elevadas o con la que tenga las más bajas, pues las plantas necesitan tanto agua como calor. Los aspectos estacionales de la precipitación han de estar ampliamente cubiertos por tres grandes modelos: 1 ) Distribución uniforme d e la precipitación; 2 ) precipita­ ción máxima durante el período estival (o estación en la que e) sol está en lo más alto) cuando la insolación está en su punto culminante y 3) máxima precipitación duran­ te el invierno o estación más fría, cuando la insolación es menor. El primer modelo puede incluir una amplia gama de posibilidades que se comprenden desde una poca o nula precipitación en cualquier mes, hasta una abundan­ te presencia en todos los meses del año. Un estudio de las medias mensuales de precipitación para todo el año y para muchos observatorios del globo, muestra un buen número de tipos de precipitación, algunos representados en las figuras 9 . 5 y 9.6. Para cada uno de ellos el promedio mensual de precipitación se indica, en las gráficas, por la altura de la barra. El modelo predominante en las bajas latitudes es el tipo lluvioso ecuatorial del cual Singapur constituye un buen ejemplo por su posición cercana--áÍE cuador. La lluvia es abundante en cualquier mes en general, pero hay unos que destacan más que otros. El tipo desértico tropical puede tener tan poca precipitación en cualquier mes que puede pasar que no quede reflejado en la gráfi­ ca. El tropical seco y húmedo presenta una estación lluviosa en el período que el sol alcanza su cenit (solsti­ cio de verano) y una estación muy árida durante el solsti­ cio de invierno. Esta alternancia estacional es llevada a su

Clasificación de los climas

---. 80 .- 80 Zonas

N

N Ártico

70

66Y,

70

Círculo Polar Ártico

66Y,

Subártico

60

60

50

50 Latitudes medias

40

40

30

30 -- -

23� - --Trópico de Cáncer

-

23Y,

20

20 Tropical

10 O ----Ecuatorial-------

------------- o

10 Tropical

20

23�

__

Trópico de Capricornio ______ _

�---'-,...,....,..¡f--'-1

---

-

11

30

20

-- ---- - - -

-

23 �

30

Subtropical

40

40 Latitudes medias

00

00 s

s

60 ������� 60 1 CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

D

--�

1 Ecuatorial lluvioso 2 Monzónico y de vientos alisios en el litoral 3 Tropical seco y húmedo

Climas secos:

s: semiárido

D

sh: subhúmedo

4 Tropical seco (5 Subtropical seco) (9 Seco de latitudes medias)

D

9 Seco de latitudes medias (véase a la izquierda) 10 Continental húmedo

D

sd: semidesértico d: desértico

D D

sh: subhúmedo

D

h: húmedo

D

11 Bosques boreales

-

s: semiárido

7 Mediterráneo

8 Marítimo de costa oeste

D

D

sh: subhúmedo

D

s: semiárido

h: húmedo

D

D

h: húmedo

sh: subhúmedo

13 Casquete polar H Montañas y grandes alturas

Esquema de los diferentes climas terrestres sobre un continente imaginario ideal, por Arthur

Clasificación tú! los climas

p: perhúmedo

p: perhúmedo

12 Tundra p: perhúmedo

h: húmedo

111 CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11 CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

5 Subtropical seco (véase más arriba) 6 Subtropical húmedo

D

N.

Strahler.

Lámina

C.1

CLIMAS DEL MUNDO por

Arthur N. Strahler 1978

GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES l. Ecuatorial lluvioso 2. Monzónlco y de vientos allslos en el litoral 3. Clima tropical •eco y húmedo 4. Clima tropical seco

_ ..: _

IB._ó_p1e_o_p� - __

CAPRICORNIO

GRUPO 11: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS 5. Clima seco subtroplcal 6. Clima subtroplcal húmedo 7. Clima mediterráneo 8. Cllma marítimo de costa oeste 9. Cllma seco de latitudes medias 10. Clima continental húmedo GRUPO 111: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES 11. Clima de bosques boreales 12. Clima de tundra 13. Cllma de casquetes polares

H: CLIMAS DE GRANDES ALTURAS, SIN IDENTIFICACIÓN Subtipos cllmátlcos: Semlárldo (E•tepa) o: sd: Semldesértlco (Tran•lclón entre ••lepa y desierto) d: Desértico dw: Desértico. costas occidentales sh: Subhúmedo h: Húmedo p: PerhUmedo

[ZJ D D

/

20º

80º

CLAVE PARA El MAPA DE COLORES

1 2

3

Clima monzónlco y de vientos alisios en el litoral

Clima tropical seco y húmedo

Lámina C2

4 9

6

Tropical seco Subtroplcal seco

D 4s, 5s,9s

D

4sd, 5sd, 9sd

D 4d,5d, 9d

Clasificación � los climas

1000

10

1500

Millas

\

Proyección homoloseno1dal de Goode. Mapa base de Goode, Copyright por la Universidad de Ch1cago. Utilizado ba¡o permiso del Departamento e Geografia

20º

60"

120º

D D D 7

h

p

Mediterráneo

U

D D D Continental húmedo

sh

h

Clasificación � los climas

140º

���---'..--��+-��-+���+-��-+-��-1���+-��-+� ��'

Subtroplcal húmedo

sh

Seco de latitudes medias

1000

500

\-��--1-��-+���f---��-1-��-1-���1--��-{

Climas secos: Clima ecuatorial lluvioso

500

O

8

D D D. � D

11

Bosques boreales

s

Marítimo de costa oeste

sh

12

H

Tundra

h

p

13

Casquete polar

Montañoso

p

Lámina C2

¡-�����.-=--=-120 -� 8= 0�(3(200):00� )��====:::: ::::::::�:::=::======�==:".:': ::: �=-�-�-� �- -�-�-��==�====���������;;��:t -120 3( 00)ºL-�= -�-�-=-=-�;- �- -�-dc=-= -===::::::::::h:c:.::: ::;:::���������::::::::�=:=; ::: :±;;iíl! =-=-= =-- =-=-----=-� -+--- �}�¿f@ ��- �����

���������������������;:�



PRECIPITACIÓN ANUAL MEDIA DEL MUNDO

--3-+- 0º

--+--�ºº

Simplicación y modificación de la lámina vol.

1,

The

Times Atlas.

Publishing Company, Ltd, London,

Centímetros O

10

30

3,

World Climatology,

Editor john Bartholomew, The Times

50

1958.

100

200

200

Más de 200

500

Más de 500

Las isoyetas están expresadas en pulgadas (aproximadamente), los centímetros están entre paréntesis.

1,000

MlllAS

2,000

Las verdaderas distancias se hallan entre los paralelos O y 40

3,000

Basado en el mapa base de Goode, Copyright de la Universidad de Chicago; utilizado bajo permiso de University Chicago Press. Preparado por J.P. Tremblay, cartógrafo, de la John Wiley and Sons lnc., Publis· hers

Lámina

C.3

Precipitación mundial

Precipitación mundial

Lámina

C.3

TRÓPICO DE CÁNCER

+-

��

BW

BWh

I O"·-¡- �-¡-----t-------¡r-----t-----t--__i.,,.�;;:;;1�4:} �

120º

140º

110º

100º

SISTEMA DE KÓPPEN-GEIGER DE CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA Según R. Geiger y W. Pohl (1953) Clave del código de letras para designar las diversas regiones climáticas: PRIMERA LETRA .1

C D Suficiente calor y precipitación para el crecimiento de árboles Climas tropicales. Temperaturas mensuales medias superiores a J8' C (64,4' F) B Climas secos. Limites determinados por fórmulas basadas en la temperatura y en la

.1

precipitación media anual (véase gráficas)

_r: Climas templados. Temperaturas medias del mes más frío: Entre 18' C (64,4' F) y -3' C (26,6' F) O Climas/ríos. Temperatura media del mes más caluroso es superior a JO' C (50' F). Temperatura media del mes más frío: -3' C (26,6' F)

E Climas polares. Temperatura media del mes más cálido por debajo del JO' C (50' F) SEGUNDA LETRA

S Clima de estepa

/

W Clima desértico

Limites determinados por las fórmulas (ver gráficas)

f Precipitación suficiente en todos los meses m Pluviisilva a pesar de existir una estación seca (por ejemplo el ciclo monzónico) s



20º

10º

:t-

TERCERA LETRA

e

¡�

60º

Estación seca en el verano del respectivo hemisferio

w Estación seca durante el invierno del respectivo hemisferio

a

1

Temperatura media del mes más caluroso superior a 22' C (7J,6' Temperatura media del mes más caluroso inferior a 22' C {71,6' tienen medias superiores a JO' C (50' F) Menos de 4 meses con medias superiores a JO' C

Seco y cálido. Temperatura media anual superior a J8' C (64,4' Seco y frío. Temperatura media anual inferior a J8' C (64,4'

H Climas propios de grandes altitudes

Lámina

C.4

F)

:z <

F)

i5

<

F), al menos 4 meses

d Igual que c, pero la media del mes más frío queda por debajo de -38' C (-36,4' F)

LÍMITES DE LOS CLIMAS SECOS

50º

o

1 000

MILLAS

40º

90 ������

90

80

80

80

70

70

70

60+---+--

60

50

50

40

40

2 000

50

:;;: 40 <:; ::::> 30

30º

3 000

(Se conservan las distancias reales eo los meridianos centrales y los paralelos O y 40) Basado en el mapa Dase de Goode, Copyright de la Universidad de Chicago; bajo permiso de la University of Chicago Press. Confeccionado por J.P. Tremblay, cartógrafo, para John Wiley and Sons, Publishers.

Clasificación climática de Kóppen





..... "

1 Oº

150º

90

60 :i ::::>

F)

(50' F)

30º

A, Co D

(climas húmedos

20 10 o

o

15

20

25

30

20 +--.,.,.�--+---+--+--1---+----!

20

10 ..,'---1---+-

Precipitación uniforme a lo largo del año 10

30

30

35

o

o

10

Precipitación concentrada en verano 15

20

25

A, Co D (climas húmedos)

Precipitación concentrada en invierno

10 30

35

o

o

10

15

20

25

30

R = PRECIPITACION MEDIA ANUAL EN PULGADAS

Clasificación climática de Kóppen

Lámina

C.4

Monzón asiático 6Q ('"°-;' -,��· -�� r·•·� Chittagon , , Í" Bangladesh N 501 . '

l cm Ecuatorial l luvioso ' 'r'" '

cm

22r

�,

'

8:

·

:

pulg.

20

274

241 cm (95 pulg)

101·

Tamanrasset, Argelia

127 cm (50 pulg)

Total: 3,8 cm (1,5 pulg)

Total:

E F M A M JJ A S O N D

Q,)

1---��

"' 0¡--

1�

, ,,,J

E F M A MJJ A S O N D

Shangai, China 3 • N

�-

5 L,

1

LJ,_�'-'- - L-- �

E F M A MJJ A S O N D

1 Total: 114 cm (45 pulg)

e:

o-

''

..

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__

... 1,



.

..

E F M A MJJ A S O N D

o

pulg.

¡-- · 1 r

46

48 cm (19 pulg)

Total:

,, , ---

·-�---·-

¡ •-

Máximo de invierto

Harbin, China • N

H11111lll1



10

! k---

Máximo de verano

�2 !

23 • N

Total:

JLLJ

pulg.

15

Kaduna, Ni•eria N

Sin!\.apur l; N

__

Desierto tropical

Tropical seco y húmedo

Total: cm (108 pulg)

r1

Mediterráneo Aeropuerto de Shannon, Irlanda 53 • N

Palermo, Sicilia 38º N Total: cm pulg)

(28

71

91

cm Total: (36 pulg)

-�

E F M A MJJ A S O N D

E F M A MJJ A S O N D

Tipos continentales

E F M A M JJ A S O N D

10

5

o

Tipos de costa oeste

Selección de ocho modelos de precipitación a fin de mostrar diferentes diseños estacionales del globo.

FIGURA 9.5.

máximo extremo en el típico monzón asiauco, con una estación monzónica muy lluviosa, que coincide con la posición más elevada del sol sobre el horizonte y un período muy seco, en el período contrario. En las altas latitudes, el máximo de precipitación esti­ val se obtiene en las franjas orientales de los continentes, lo que corresponde a un tipo subtropical húmedo. Este mismo hecho persiste en el tipo continental de latitudes medias, con un invierno largo y seco, pero un verano marcado por la pluviosidad. Un ciclo con un máximo de precipitación invernal lo podemos hallar en los lados occidentales de los conti· nemes en las latitudes medias. El tipo mediterráneo, así llamado por su predominancia en la región mediterránea, presenta una estación de verano muy árida, pero en cam­ bio un húmedo invierno. Este mismo tipo se puede ubi­ car en la altas latitudes medias en estrechas franjas coste­ ras occidentales. En el tipo de costa Oeste encontramos precipitación a lo largo de todo el año pero con un máximo y un mínimo claramente definidos en invierno y en verano respectivamente. Cada uno de estos tipos aparecerá con mayor detalle en posteriores descripciones individuales de los climas. Las razones para la existencia de ciclos de precipitación anual serán explicados también a partir del desplaza­ miento de los cinturones de presión, vientos y los cam­ bios estacionales en la dominancia de diferentes masas de aire.

JJJlll HllH

15

Clasificación climática basada en masas de aire y sistemas frontales Recordemos del capítulo 8 que las masas de aire se clasifican de acuerdo con la latitud general de sus regio­ nes de origen y las cualidades de las superficies que las soportan, si tierra o si océano. Esta clasificación de las masas de aire ha instado al reconocimiento de los facto­ res térmicos y pluviométricos, puesto .,que: 1) La tempera­ tura de la masa de aire decrece a medida que nos acerca­ mos a los polos y 2) la precipitación que una masa de aire puede aportar está relacionada con las fuentes de hume­ dad. Las regiones manantiales de masas de aire cambian estacionalmente con el desplazamiento de los cinturones de presión, de vientos y de temperaturas. Asimismo, los sistemas frontales migran también estacionalmente. De esta manera, los ciclos estacionales de temperatura y precipitación pueden ser definidos en términos de cam­ bios en la actividad de las masas de aire. El sistema climático que desarrollaremos utiliza los conceptos de regímenes térmicos y tipos pluviométricos, pero los explica considerando la actuación de las masas de aire. Este sistema explicativo utiliza toda la informa­ ción global climática desarrollada previamente en ante­ riores capítulos . Permite, además, que la información pueda emplearse para la interpretación de un clima de­ terminado y suministrar las razones para que mceda en un lugar y no en otro.

Clastftcación climática basada en masas de aire y sistemas frontal.es

153

Máximo en invierno Palermo Sicilia 38' N

Aeropuerto de Shannon, Irlanda

Harbin, China 46' N

53' N

Máximo en verano

Singapur

liº

N

Localización de cada uno de los observatorios de la figura anterior (9.5). (Basado en el mapa base de Goode.)

FIGURA 9.6.



Grupo

1

Grupo

11

Grupo

111

FIGURA 9.7.

los frentes.

154

Relación entre los tres grandes grupos climáticos y las regiones manantiales y

Clasiftcaci6n de los climas

masas d e aire tropical y ecuatorial. Los ciclones tropicales también son corrientes en él.

Nuestro modelo está basado en la localización de las distintas regiones manantiales de las diferentes masas de aire, así como la naturaleza y movimientos de ésta, los frentes y las borrascas. Un esquema a nivel planetario (figura 9.7) muestra los principios de clasificación. Ob­ servad que esta figura es básicamente la misma que la mostrada en la figura 8. l .

Grupo /:

Grupo //:

Climas de latitudes medias

Los climas correspondientes a este grupo se encuentran en un área de intensa interacción entre masas de aire contrastadas: es la zona del Frente Polar. Las masas de aire tropicales en su rumbo hacia el norte y las masas de aire polares que se dirigen hacia el sur entran en conflic· to en esta área que desembocará en la continua sucesión de depresiones ondulatorias con un desplazamiento ha­ cia el este. Localmente y estacionalmente ambas pueden dominar estas regiones, pero ninguna de ellas se adjudica un control exclusivo.

Climas de bajas latitudes

El grupo I incluye las regiones manantiales de las masas de aire tropicales y la zona de convergencia intertropical (ZCIT) que se sitúa entre ellas. Los climas de este grupo están bajo el control que ejercen las células de altas presiones subtro picales, o anticiclones, y que ca­ racterizan a esta región por ser una zona de subsidencia de aire, y ser básicamente seca, además de que están divididas por la región depresionaria ecuatorial de con­ vergencia de vientos que proceden de los centros antici­ clónicos. Aunque el aire de origen polar invade ocasio· nalmente las zonas tropicales y ecuatoriales, los climas de este grupo están casi totalmente dominados por las

Grupo 111:

Climas

de

altas latitudes

Los climas de este grupo están dominados por las masas de aire polar y árticas (incluyendo en ésta la antártica) . Las dos regiones manantiales de la masa de aire polar continental, que se forma al norte del Canadá y de Sibe­ ria, se incluyen en este grupo, pero no hay en el hemisfe-

-- ---

- - ,-____.,. - 40 17 ' C (62,5 'F)

-

2,3 cm (0,9 pulg)

�!ri,

Is. Marshall 6 ' N., 170 ' E.



2. A

Filipin s . 18 2 2 N., 121 E.

Grupo 1

pulg.

,. 2Q �·

' 30

,____.._,,. -- -- _,., . .... ,..,.,.._,_ E F M A M J J A S D ND

15

10

10

o

4dw. Walvis Bay, Namibia 23 . s. 14 . E.

4d. Khartoum, Sudán 15 ' N., 32 ' E.

3. Raipur, India 2 1 ' N., 82 ' E.

• SO

' 20

,_.,

l . Jaluit,

Precip.

.

pulg.

.., 20 � 15

1

f

6. Nueva Orleans, La . U.S.A., 30 ' N, 90 ' W.

.

Grupo 11

":�;;:

(l

1hb

g)

11'

... .. E FMAMJ J ASDND

7. Sacramento, Calif., EE.UU., 38 ' N., 12 ' W.

¡-r

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-5 0



l

0 1F M1 lA bJh 1 . .J M J J A S DND

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-10 ---20 -30 1 -40 ' -50 ¡-

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L -60 [· (7 ,4 pulg) 70 t�--- - �-•.tJ h - 1 00 L. -

1 �

l9 cm

! _J E FMAMJ J ASOND ••

l l . Yakutsk, U.R.S.S., 61 ' N., 130 ' E.

1"

_

..

.

1

L. • • • . • 1 • • • • •J E F MA M J J A S O N D

12. Barrow Point, Alaska, EE.UU., 7 1 ' N .. 175 ' W.

1

40

\__/. '20

t . -48 ' C

'

lOcm (4 pulg)

____ _ _ _ _

30

(-55 ' F)

-

'E r°M.A M J J A S D N D

10

E

E

....� . .

10

JUJ lllJJJJ L F M A M J J A S D ND 8 1 cm (32 pulg)

38cm ( 1 5 pulg)

9s. (Estepa) Cheyenne. EE.UU., 41 ' N., 105 " W.

9. (Desierto), Kashgar, China, 39 • N., 76 • E.

8. Vancouver, B.C., Canadá , 49 ' N., 123 ' W.

100 ' �6 �

O

20

10. Toronto, Canadá, 44 ' N, 49 ' W.

pulg.

20

15 10

10

13. Est. Escocesa Amundsen. Polo Sur, 90• N

Is

Grupo 111

FIGURA 9.8.

Selección de climogramas que ilustran los tipos climáticos en el grupo al cual

pertenecen.

Clasificación climática basada en masas de aire y sistemas frontales

155

rio sur una masa de aire semejante como contrapartida a estos centros continentales. En el cinturón ártico, entre los paralelos 60 y 70, las masas de origen ártico se en­ cuentran con las masas de aire polar continental forman­ do, entonces, la zona del frente Ártico que conllevará la creación de borrascas ondulatorias con dirección este.

Tipos climáticos Dentro de cada grupo climático anterior hay diferentes tipos climáticos (o simplemente climas): 4 en el Grupo I; 6 en el Grupo 1 1 , y 3 en el Grupo 1 1 1 , lo que suma un total de 13 tipos de climas.· Para facilitar la identificación cada uno de ellos está numerado, pero estos números no tienen el mismo significado que en un código. El orden de los climas en cada grupo es en muchos casos arbitra­ rio, especialmente en el Grupo 1 1 1 . Tan sólo es necesario conocer el nombre de los climas pues ellos solos indican la cualidad del clima y su localización en el globo. En la presentación de los 13 tipos climáticos haremos uso de un artificio gráfico que será el climograma, y que muestra simultáneamente los ciclos mensuales medios de temperatura y precipitación por combinación de una y otra gráficas, tal como las hemos utilizado en las figuras 9.2 y 9 . 5 . El climograma permite integrar, con tan sólo un vistazo, los trazos básicos importantes del clima. Otra gráfica utilizada es el diagrama generalizado de los grupos climáticos, tipos de clima y subtipos de clima mostrados en la Lámina C . l . Los límites están dibujados con trazo uniforme y simple sobre un imaginario super­ continente, tal como hicimos para la precipitación (figu­ ra 9.4 ) . Se reflejan también las montafias costeras pues tienen una gran importancia. local en la producción de lluvias orográficas y desiertos orográficos. El esquema refleja la posición típica para cada clima y los límites más corrientes entre ellos. Los límites entre los diferentes grupos están también indicados. El mapamundi de climas de la Lámina C . 2 muestra la distribución actual de los tipos y subtipos climáticos sobre los continentes. Este mapa está basado en informa­ ción disponible en un gran número de observatorios. Sin embargo, es un mapa necesariamente simplificado pues los límites son inciertos en muchas áreas donde la red de estaciones es escasa. Las definiciones precisas de los climas y sus fronteras los hallaremos en el próximo capí­ tulo. El resto del presente capítulo lo destinaremos al análisis de los trece climas en términos puramente des­ criptivos, empleando datos de forma muy amplia sobre temperaturas y precipitación, con el único propósito de servir de ejemplo.

Climas secos y húmedos Los trece climas, a excepción de dos, están clasificados tanto por sus características de sequedad o las de hume­ dad. Los climas secos son aquellos en los cuales las pérdidas de agua por evaporación, tanto a partir del sue­ lo, como de la cobertura vegetal, exceden al aporte de precipitación en un amplio margen. Generalmente ha­ blando, los climas secos no tienen cursos de agua perma­ nentes y la superficie terrestre está vestida por una cober­ tura vegetal pobre (herbácea o arbustiva) o bien carece de ella. Los climas húmedos son aquellos que poseen suficiente agua para mantener el suelo con condiciones de humedad durante el año, o bien sostener el flujo anual de grandes arroyos y ríos. Los climas de este tipo mantienen bosques o praderas de hierbas altas. Una dis­ tinción clara entre climas secos y húmedos viene matiza­ da por el sistema climático de Kóppen (del que hare­ mos mención posteriormente en este capítulo) y el nuevo sistema climático basado en el balance hídrico del suelo (capítulo 1 0 ) . Dentro d e los climas secos existe una amplia gama de grados de aridez comprendiendo desde los desiertos muy secos hasta, a través de diferentes niveles de sequedad, llegar a climas que rayan la frontera con los húmedos. Nos referiremos a tres subtipos de climas secos: semiári­ do (o de estepa), semidesértico y desértico. El subtipo semiárido (o subtipo de estepa) está designado por la letra "s ", posee una precipitación suficiente para mante­ ner dispersa una vegetación de una variedad denominada por los geógrafos como estepas o estepa de pastos. Este tipo está próximo a los climas de tipo húmedo. El subtipo desértico (d) es extremadamente seco con tan poca pre­ cipitación donde solamente puede crecer vegetación re­ sistente a estas condiciones y de forma dispersa. El subti­ po semidesértico (sd) transita entre los dos anteriores. (Las definiciones precisas a estos subtipos y de sus lími­ tes están enunciados en el capítulo 1 0 . ) Dentro d e los climas húmedos tenemos una amplia variedad en cuanto al grado de humedad. Por un lado tenemos el subtipo subhúmedo, designado por las letras sh, en el que las pérdidas por evaporación del suelo y de la cobertura vegetal se equilibran aproximadamente a lo largo del afio. Donde la precipitación es suficiente para producir cursos fluviales durante la mayor parte del afio, y para mantener bosques, predomina el subtipo húmedo, especificado por la letra h. Donde la pluviosidad es inten­ sa con una gran red de drenaje nos hallaremos en el subtipo muy húmedo o perhúmedo (p). (Los límites pre­ cisos y definiciones claras de estos subtipos se hallan en el capítulo 1 0 . )

DESCRIPCIÓN DE LOS CLIMAS GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

1. Clima ecuatorial lluvioso Extensión latitudinal: 10' N a 10' S Clima situado en la zona de convergencia intertropical (ZCIT) dominado por las masas de aire, una cálida y húmeda

156

ecuatorial marítima ( E m ) , y la marítima tropical (Tm) produ­ ciendo fuertes lluvias de tipo conveccional. La lluvia es copio­ sa en todos los meses, siendo el total anual superior a 250 cm. Los fuertes contrastes estacionales en cuanto lluvia mensual caída son corrientes y pueden obedecer a cambios latitudina­ les del ZCIT y a los efectos locales de la orografía. A lo largo del año predomina una notable u niformidad térmica, siendo tanto la media mensual como la anual lindantes a los 27' C.

Clasificación de los climas

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FIGURA 9.9.

Iquito ( Perú). es una estación situada en la selva, próxima al Ecuador. Las temperaturas varían muy poco de un mes a otro, y la precipitación es abundante a lo largo del año.

Zonas representativas: Las tierras bajas de la cuenca del Amazonas, en Sudamérica; la cuenca del Congo, en el África Ecuatorial, y las Indias Orientales, desde Sumatra a Nueva Guinea. Ejemplo: La figura 9.9 corresponde a u n climograma de Iquito (Perú) una típica estación ecuatorial lluviosa, localiza­ da en la proximidad del Ecuador, en la gran y baja cuenca del

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5 a 25º N y S .

Zonas representativas: Los vientos alisios en el litoral inci­ den en los márgenes orientales de América Central y Sudamé­ rica, las islas del Caribe, Madagascar, Indochina, Filipinas y el noreste de Australia. El monzón de las costas occidentales lo podemos hallar en la India Occidental (Costa Malabar) y Bur­ ma. Las grandes extensiones del clima monzónico hacia el

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Los vientos alisios (vientos del este tropicales) traen la masa de aire tropical marítima (Tm) procedente de los bordes occidentales de las células de altas presiones oceánicas, oca­ sionando fuertes l luvias orográficas en las estrechas fajas cos­ teras orientales o del litoral ( litoral significa "estrecha franja costera") . La actividad lluviosa se intensifica con la llegada de las ondulaciones del este. La precipitación experimenta un marcado ciclo anual, con un máximo en la estación en la que el sol está en el punto más elevado, o lo que es, cuando el ZCIT está próximo. Un notable descenso en cuanto preci­ pitación sucede en el corto período que coincide con una posi­ ción solar baja. En el sudeste de Asia el período pluvioso está representado por el monzón de verano. Las temperaturas son muy cálidas a lo largo del año pero con un notable ciclo anual: las mínimas se obtienen cuando el ángulo de incidencia de los rayos solares es menor.

10

Este climograma correspondiente a la ciudad de Belice, ciudad situada en la costa oeste de Centroamérica, lat. 17° N, muestra una estación con una notable baja precipitación y que sigue al período que el sol está en su posición más baja.

Cltmas secos y húmedos

Extensión latitudinal:

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30 25

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curso superior del río Amazonas. Obsérvese que l a oscilación térmica anual es de tan sólo 2,2º C y que el total anual de precipitación es superior a 250 cm en todos los meses, a excepción de uno cuya media es de 150 cm.

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24 20 16 12 8 4 o

Cochin (India) situado en la costa de barlovento con lat. 10º N, se refleja un máximo pluviométrico durante el monzón de las lluvias, y que contrasta con la corta estación seca en el período que el sol ocupa su posición más baja.

157

interior de los continentes las podemos encontrar en Bangla­ desh y Assam, en el África Central y Occidental, y al sur del Brasil. Ejemplo: La figura 9.10 es un climograma para la ciudad de Belice, en el país del mismo nombre sito en la América Central a una latitud de 1 7° N , expuesta a los vientos del este tropica­ les. La lluvia es abundante desde junio a noviembre, cuando el ZCIT se encuentra en estas latitudes. Las ondulaciones del este son propias de esta estación, aportando lluvias torre.ncia­ les. Durante el solsticio de invierno (finales de diciembre) la precipitación se reduce enormemente con valores mínimos de marzo a abril. En este período la ZCIT se halla en una posi­ ción más meridional y el clima está dominado por las células de altas presiones subtropicales. Las temperaturas muestran una oscilación anual de 5º C , con un máximo en el momento que el sol ocupa su posición más elevada. Ejemplo: La figura 9 . 1 1 es un climograma de Cochin ( I ndia) a una latitud de 10º N. Localizada en la costa oeste, en la parte inferior de la península de la India, Cochin ocupa una posi­ ción orientada favorablemente a los vientos del sudoeste en la estación del monzón de las lluvias. En ésta, la precipitación mensual es muy elevada -más de 64 cm mensuales para junio y julio- . P aralelamente a la estación con una posición solar baja tenemos una disminución muy marcada de la precipita­ ción -de diciembre a marzo-. Las temperaturas del aire expe­ rimentan un ciclo anual muy suave, disminuyendo un poco durante la época de las lluvias, pero así y todo la oscilación a lo largo del ano suele ser pequena en estas latitudes.

3- Climas tropicales secos y húmedos Extensión latitudinal: 5º a 20º N y S (Asia 1 0 a 30º N ) . La alternancia estacional que aquí se experimenta se debe a la variación en cuanto al dominio de una masa de aire húmedo tropical marítimo (Tm) o ecuatorial marítimo (Em) a lo largo del ZCIT y una masa de aire seca tropical continental (Te) procedentes de las altas presiones subtropicales. Como resul-

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tado de todo ello obtenemos una estación lluviosa, cuando el sol está alto y una muy seca, cuando el sol está bajo. A esta última le acampanan temperaturas frías, no obstante, un perío­ do muy cálido da paso a la estación lluviosa. Zonas representativas: India, Indochina, oeste de África, Sudáfrica, Sudamérica, regiones del norte y el sur de las tierras bajas del Amazonas y la costa norte de Australia. Ejemplo: La figura 9 . 1 2 es un climograma para Timbo (Gui­ nea) sita en una latitud 10º 30' N , en el oeste de África. La estación lluviosa se inicia poco después del equinoccio de primavera alcanzando un máximo en julio y agosto, es decir, los dos meses siguientes al solsticio de verano. E n estas fechas el ZCIT se ha desplazado a una posición más septentrional por lo que infunde grandes entradas de masas de aire húmedas Em procedentes del océano adyacente, algo más al sur. Luego la precipitación disminuye a medida que el sol se aproxima a su mínimo. Hay tres meses -diciembre a febrero- práctica­ mente sin lluvias. En esta estación las células de altas presio­ nes subtropicales establecen las directrices del clima con la estable y subsidente masa de aire Te sobre la región. E l ciclo de temperaturas está estrechamente unido a la precipitación . Entre febrero y marzo las temperaturas se elevan acusadamen­ te trayendo una corta estación cálida. Tan pronto se inician las lluvias, el efecto causado por la cobertura nubosa y la evapora­ ción de la lluvia origina un descenso térmico. Por el mes julio l a temperatura se reduce hasta los 22º C.

FIGURA 9.12. Timbo (Guinea) , lat. 10º 30' N se ubica en el clima tropical seco y húmedo de África Occidental. La estación húmeda, que sucede cuando el sol está en su cenit, alterna con una estación seca, casi sin precipitación en el momento que el sol está bajo.

158

Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 1 3 corresponde a Allahabad ( I ndia) la cual ilustrará el clima tropical seco y húmedo con una fuerte influencia del monzón asiático. Ob­ sérvese que esta ciudad se ubica en una mayor latitud (25º N ) , mientras que e l anterior s e encontraba más cercano a l Ecuador ( 1 0º 30' N) o lo que es l o mismo, 1 .450 kilómetros más al norte. E l inicio de la época lluviosa en esta localidad es anterior al de Timbo y la oscilación térmica en Allahabad es de

Clasificación de los climas

18' C, mucho mayor que en el caso anterior. La estación cálida alcanza valores extremos -más de 32' C- y existe una estación manifiestamente fría en el período en que el sol está en su posición más baja, período en el que las temperaturas medias mensuales disminuyen hasta los -18' C.

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4. Climas tropicales secos

15' a 25' N y S .

5

Los climas tropicales secos ocupan las regiones manantiales de las masas de aire Te, es decir, en las células de altas presiones centradas sobre los trópicos de Cáncer y de Capri­ cornio. Esta masa de aire subsidente es estable y seca, deve­ niendo altamente caldeada en superficie bajo el efecto de una fuerte insolación. El ciclo de temperaturas, muy remarcado, sigue el cambio en l a declinación solar. E l período en que el sol está en su cenit significa u n calor extremo, mientras que cuando el sol está en lo bajo comporta u n período relativa­ mente más frío . Las regiones extremadamente secas, definidas como un subtipo desértico (4d) son zonas colindantes a los trópicos, que a medida que nos desplazamos hacia el Ecuador se tornan gradualmente, y a través de una estrecha faja, de subtipo semidesértico (4sd) y luego a uno semiárido o subti­ po de estepa ( 4s) . En esta zona de transición hallamos una corta estación lluviosa matizándose a través de u n aumento del período húmedo de los climas tropicales secos y húme­ dos. Una estrecha faja costera occidental (4dw) tiene u n régi­ men térmico algo más fresco y uniforme debido a la presencia de una capa de aire marina más fresca. Zonas más representativas: Sáhara-Arabia-Irán-Thar, el cin­ turón desértico del norte de África y sur de Asia; y gran parte de Australia; pequeñas áreas de América Central, Sudaméri­ ca y Sudáfrica. Existen también importantes áreas con subtipo de estepa (4s) que se ubican en la India y Thailandia con muchas y pequeñas áreas secas dispersas situadas en el sota­ vento de las montañas, en el cinturón de vientos alisios. Ejemplo: La figura 9 . 1 4 es u n climograma para una estación tropical desértica (4d) situada en el corazón del desierto norteafricano. Wadi Halfa (Sudán) se sitúa en una latitud de 22' N, casi en el Trópico de Cáncer. El registro de temperatu ­ ras anuales muestra una marcada estacionalidad, con un perío­ do muy cálido en el momento que el sol se halla en su más

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Wadi Halfa es una ciudad situada en el río Nilo a su paso por Sudán a una lat. 22' N y cerca de la frontera con Egipto. La cantidad de precipitación recogida es inapreciable para registrarla en la gráfica. Las temperaturas del aire son muy elevadas, durante los meses que el sol está en su cenit.

Climas secos y húmedos

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FIGURA 9.15.

Kayes (Malí), lat. 14' 30' N yace al oeste de África en el Sahel. Posee una corta estación lluviosa en los años normales. La estación seca es larga con una sucesión de meses sin apenas lluvias.

e levada posición, y que dura unos tres meses consecutivos con un promedio de 32' C. Durante la mañana, el máximo de temperaturas son frecuentemente de 43' a 48' c durante los meses más cálidos. Existe una estación relativamente más fría, cuando el sol ocupa una posición baja, pero el mes más frío tiene un valor medio moderado de 16' C y las temperaturas por debajo del punto de congelación son raramente recogidas. El promedio de precipitación mensual suele ser menor de 0,25 cm. Sobre una serie de 39 años de registros, la máxima precipitación recogida durante 24 h fue tan sólo de 0,75 cm. Ejemplo: La figura 9 . 1 5 corresponde a un climograma de Kayes �Malí) localizado en una latitud de 1 4' 30' en el África Occidental. Este observatorio se halla en un subtipo tropical semiárido o de estepa (4s) y está en la zona de transición entre el desierto del Sáhara, al norte, y el clima tropical seco y húmedo, inmediatamente al sur (ver el climograma de Timbo, figura 9 . 1 2 ) . La corta estación húmeda aporta un total anual de lluvias de 75 cm para u n período de cuatro meses de duración. ·e

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FIGURA 9. 16.

Walvis Bay (Namibia) es una estación desértica en la costa oeste del sudoeste de África, en una lat. 23' S. Las temperaturas del aire son frescas y marcadamente uniformes durante el año.

1 59

La larga estación seca carece, apenas, de precipitación durante cuatro meses consecutivos. Durante la estación cálida se obtie­ nen unas temperaturas extremadamente elevadas que la carac­ terizan y preceden al período lluvioso. Ejemplo: La figura 9 . 1 6 ilustra un típico clima desértico en el litoral occidental (4dw) . La estación corresponde a Walbis Bay, una ciudad portuaria situada en la costa oeste en el sudoeste de África (Namibia) en una latitud de 23º S. (Anual­ mente el ciclo comienza en julio debido a que se halla en el hemisferio Sur.) Para una localidad cercana al Trópico de Capricornio (23º 30' S) las temperaturas mensuales son nota­ blemente frescas; la temperatura media del mes más cálido es tan sólo de 1 9 e , mientras que el más fresco la tiene de 14º c, habiendo, pues, una variación anual de 5º C . La fría corriente de Benguela con la emergencia de agua fría y profunda, enfría las capas inferiores del aire, lo cual explica las características de refrescamiento y uniformidad en cuanto a las temperaturas. Las nieblas costeras constituyen un hecho persistente en este clima litoral. o

en el caso del clima tropical seco los subtipos que aquí hallamos son el subtipo de estepa (5s) , semidesértico (5sd) y desértico (5d) . Zonas más representativas: Norte de África, Próximo Orien­ te Oordania, Siria, Irak ) , sudoeste de los E E . U U . y el norte de México, partes meridionales de Australia, Argentina (Pampa y Patagonia) y Sudáfrica. Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 1 7 corresponde a Yuma (Arizona) ciudad cercana a la frontera mexicana, en una latitud de 33º N. Las temperaturas anuales revelan un notable ciclo estacional, con veranos cálidos. La estación fría, a nivel de medias mensuales, presenta valores tan bajos como 13º C y la oscilación térmica anual es de 20º C. La precipitación, siendo el total de 8 cm, es pequeña en todos los meses, pero tiene dos máximos: El máximo de agosto, causado por invasio­ nes de aire Tm que conl leva actividad tormentosa; y las fuertes lluvias de diciembre a marzo producidas por las borrascas de latitudes medias siguiendo una trayectoria meridional. Dos meses, mayo y junio, presentan una cantidad nula de precipi­ tación.

GRUPO U: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

6. Clima subtropical húmedo

5. Clima subtropical seco

Extensión latitudinal: 20 a 35º N y S.

Extensión latitudinal 2 5 a 35º N y S . Ocasionado por e l mismo tipo d e masas d e aire, el clima subtropical seco no es más que la extensión hacia e l norte del clima seco tropical. La amplitud térmica anual es mayor que en el tropical seco. Para la porción baja de este tipo de clima tenemos una marcada estación fresca en cuanto a temperatu­ ras, mientras que en la porción alta tenemos un período frío notable. Ello sucede en el momento que el sol ocupa su posición más baja durante el año y se debe, en parte, a las invasiones de masas de aire polar continental (Pe) proceden­ tes de elevadas latitudes, cosa que demuestra que este clima está influenciado por las masas de aire polar. La precipitación se concentra en el mismo período y se produce por la entrada de borrascas de latitudes medias en la zona subtropical. Como

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Los márgenes continentales y orientales de las regiones subtropicales están dominados por las masas de aire Tm, el cual procede de las bandas occidentales de las células de altas presiones situadas sobre los océanos. Estas masas de aire aportan copiosas l luvias veraniegas, la mayoría de ellas de tipo conveccional. Las ocasionales borrascas tropicales aportan fuertes aguaceros. La precipitación durante el invierno es tam­ bién abundante y son originadas por las borrascas de las latitudes medias. Las incursiones de aire Pe son frecuentes en esta época del año, acarreando períodos de tiempo muy frío. Los veranos, por otro lado, suelen ser cálidos con un grado de humedad uniformemente elevado. No hay meses de invierno con temperaturas inferiores a los Oº C. Se distinguen los tipos subhúmedo, húmedo y perhúmedo (muy lluvioso) . Este clima

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Charleston (Carolina del Sur), lat. 33º N , tiene unos inviernos suaves y unos cálidos veranos. Hay una abundante precipitación en todos los meses y un definido máximo de verano.

Clasificación de los climas

FIGURA 9.20.

Monterey (California) , lat. 36º 30' N. Presenta un ciclo anual de temperatura muy uniforme debido a su proximidad al mes. El verano es muy seco. está caracterizado en el sudeste de Asia por el efecto del monzón de las lluvias, incrementando l a precipitación durante el verano. Zonas representativas: Sudeste de los Estados Unidos, sur de China, Formosa, parte meridional del Japón, Uruguay y partes contiguas de Brasil y Argentina, y la costa oriental de Australia. Ejemplo: La figura 9 . 1 8 corresponde a u n climograma de Charleston (Carolina del Sur) localizada en la costa oriental a una latitud de 33º N. En esta región tenemos, normalmente, un marcado máximo de pluviosidad durante el verano. El total de precipitación anual es elevado ( 1 20 cm) , y para cada mes es por lo menos de 5 cm. El ciclo térmico anual está fuertemente desarrollado, con una oscilación anual de 1 7° C. Los inviernos son suaves con una temperatura media para enero de 10º C po· sitivos. Ejemplo: La figura 9 . 1 9 es un diagrama climático para Naga· saki ciudad sita en la costa occidental en una latitud de 33° N sobre Kyushu, la isla más meridional del archipiélago del Japón. Pertenece al subtipo perhúmedo, con un total anual de precipitación superior a 190 cm que se presenta como período más intenso durante el verano; tanto junio como julio reciben más de 25 cm reflejando la influencia notable del monzón asiático. Por el contrario, la precipitación es baja durante los meses de invierno, cuando la masa de aire seca procedente del interior de Asia domina el tiempo. El ciclo térmico en Nagasaki refleja un mayor desarrollo que en Charleston, aun­ que durante el verano las temperaturas sean similares en am­ bas localidades. Los meses de invierno en Nagasaki son más fríos que en la ciudad americana; aun así, las temperaturas del mes más frío tienen un valor medio superior a Oº C .

7. Clima mediterráneo

Extensión latitudinal: 30 a 45º N y S . Este clima de inviernos húmedos y veranos secos resulta de una alternancia estacional similar, en cuanto a condiciones, al del clima subtropical seco ( 5 ) -el cual se encuentra en latitu·

Climas secos y húmedos

des más bajas- y al clima húmedo marino de costa Oeste -que se halla orientado al Polo-. La húmeda masa de aire Pm incurre durante el invierno junto a las tormentas ciclónicas generando lluvias. En verano las masas de aire subsidentes Tm y Te son dominantes, ocasionando una extrema sequedad de bastantes meses de duración. En términos de total anual de precipitación, el clima mediterráneo abarca un amplio aba· nico que puede oscilar desde el árido hasta el húmedo, de· pendiendo de su situación. La variación térmica es moderada, de cálidos a calurosos veranos, y suaves inviernos. Las zonas costeras entre los 30 y 35º muestran una pequeña oscilación anual, con inviernos muy apacibles. Zonas representativas: California central y meridional, zo. nas costeras a orillas del Mediterráneo, Australia Occidental y Meridional, custa chilena y la región de la Ciudad de El Cabo en Sudáfrica. Ejemplo: El climograma de la figura 9.20 corresponde a Monterey (California) ciudad costera situada en una latitud de 36º 30' N. El ciclo térmico anual es muy suave, con una amplitud de tan sólo T C , que no es más que el reflejo del control que ejerce la corriente fría de California y su fresca capa de aire marino. El frescor del verano, con medias men· suales que no exceden los 1 T C es corh ún en las estrechas franjas costeras . La temperatura mínima mensual para los me· ses de invierno es de 10,5° C , muy elevada si la comparamos con localidades del interior situadas a la misma latitud. La pluviosidad es casi nula para cuatro meses consecutivos de verano, pero es superior a 7,5 cm por mes en la lluviosa estación invernal. El total de precipitación anual es de tan sólo 42 cm y el clima en su conjunto cabe clasificarlo de semiárido. Ejemplo: La figura 9.21 es un diagrama climático de Nápoles ( I talia) localizada en una latitud de 40º 30' N en l a costa oeste de la península Itálica. En comparación con Monterey, la amplitud térmica es mayor - 1 6º C - y las temperaturas durante el verano son mucho más cálidas, a pesar de que tampoco existe ninguna corriente marina fría para amortiguar el ciclo térmico. La precipitación total anual (86 cm) es superior que para la ciudad californiana, pero hay una menor cantidad de lluvia, en promedio, para cada mes estival.

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FIGURA 9.2 1.

Nápoles (Italia) , lat. 40º 30' N posee un verano más cálido que Monterey, pero sus temperaturas invernales son similares. 8. Clima marítimo de costa Oeste

Extensión latitudinal: 3 5 a 60º N y S . Las costas occidentales d e las latitudes medias, orientadas a los vientos predominantes del oeste, reciben frecuentes tor­ mentas ciclónicas en las que se ve involucrada Ja masa de aire húmeda y fresca Pm. En este húmedo clima, la precipitación suele ser abundante en todos Jos meses pero, de forma desta­ cada, durante el invierno donde encontramos un máximo. Allá donde la costa es montañosa el efecto de la orografía se deja sentir en Ja producción de grandes precipitaciones anuales, o sea de subtipo perhúmedo. La oscilación térmica anual es relativamente pequeña para latitudes medias y las temperatu-

ras invernales suelen ser también suaves en comparación con localidades interiores con equivalente latitud. Zonas representativas: Costa Oeste norteamericana, com­ prendiendo en ella Oregón, Washington y la Columbia Britá­ nica; oeste de Europa e islas Británicas; Victoria y Tasmania, Nueva Zelanda y Chile al sur de Ja latitud 35º S . Ejemplo: El climograma d e Vancouver (Columbia Británica, figura 9.22) corresponde a este tipo de clima. Vancouver es una ciudad portuaria situada en una latitud de 49º 20' N en el norte de los Estados Unidos y próxima a Ja frontera canadien­ se. Su precipitación anual es de 142 cm y refleja el subtipo perhúmedo de un clima húmedo. La mayor parte de la precipi­ tación se recoge en la estación de invierno, existiendo un marcado mínimo veraniego. El ciclo de las temperaturas muestra una manifiesta pequeña oscilación ( 1 5º C) para las latitudes a las cuales pertenece, e incluso en los meses de invierno se registran temperaturas superiores a los OºC .

9. Climas secos de latitudes medias Extensión latitudinal: 3 5 a 55· N . Limitado casi exclusivamente a Norteamérica y Eurasia, este clima seco continental ocupa una posición de sotavento de los sistemas montañosos del oeste o del sur. Las masas de aire marítimas están bloqueadas de forma efectiva, durante la ma­ yor parte del tiempo, de manera que el aire polar continental (Pe) domina el clima en invierno. En verano una ma�� de aire seco continental de origen local domina la región. Las lluvias que se dan en este clima se deberán a incursiones esporádicas de masas de aire marítimas. Los subtipos de estepa y semide­ sérticos (9 s y 9 sd) se pueden aplicar aquí, de nuevo; los verdaderos desiertos solamente se encuentran en las cuencas del interior de Asia. El ciclo térmico anual se halla muy desarrollado presentando una gran amplitud anual. Los vera­ nos pueden ser cálidos o calurosos, pero los inviernos son muy fríos.

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FIGURA 9.23.

Pueblo, Colorado, lat. 38º N se ubica en un clima continental semiárido (de estepa) al este de las Rocosas. La precipitación se manifiesta abundantemente en los meses de verano.

Clasiflcaci6n de los climas

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FIGURA 9.24.

En Kazalinsk, Rusia, lat. 46' N, los inviernos suelen ser bastante fríos y los veranos cálidos. La poca precipitación existente cae en este desierto interior cualquier mes.

Zonas representativas: Oeste de Norteamérica ( Gran Cuen­ ca, Meseta de Columbia y los Great Plains ) ; interior de Eura­ sia, desde las estepas del este de Europa, hasta el desierto de Gobi y norte de China y una pequeña área al sur de la Pata­ gonia. Ejemplo: El climograma de l a figura 9.23 corresponde a Pueblo (Colorado) localizado en una latitud de 38' N, al este de las Rocosas. El clima pertenece al subtipo semiárido (este­ pa, 9s) con un total de precipitación anual de 31 cm. La mayor parte de ella se produce en forma de lluvias de verano, cuando Ja masa de aire húmeda Tm procedente del Golfo de México invade esta zona ocasionando tormentas. En invierno, debido a que una vez sobrepasadas las cordilleras la masa de aire Pm está reseca, Ja precipitación en forma de nieve es escasa y produce tan sólo pequeños promedios mensuales. El ciclo térmico presenta una gran oscilación anual -24' C- con vera­ nos cálidos e inviernos fríos . Enero como mes más frío del invierno, tiene un valor medio por debajo de O'C. Ejemplo: La figura 9.24 corresponde a u n diagrama climático de Kazalinsk ( Rusia) ciudad emplazada en una latitud de 46º N, al este del mar de Aral, en el Kazakhstan. El clima es semidesértico (9 sd) con un total de precipitación anual de tan sólo 13 cm, menos de la mitad de Pueblo. La oscilación térmica anual es extremadamente grande (37° C) y los invier­ nos son rigurosamente fríos con temperaturas mensuales, para cinco meses consecutivos, con un promedio por debajo de los o·c.

1

Localizado en la parte central y oriental de Norteamérica y Eurasia, en la zona de las latitudes medias, este clima se encuentra en la región del frente polar, el campo de batalla entre las masas de aire polar y tropical. Los contrastes térmicos estacionales son notables, al mismo tiempo que las condicio­ nes meteorológicas diarias presentan altas variabilidades. La gran cantidad de precipitación durante el año se incrementa

Climas secos y húmedos

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Madison, Wisconsin, lat. 43º N tiene unos fríos inviernos y unos cálidos veranos presentando una amplitud térmica anual bastante desarrollada.

en el verano por Ja penetrac10n de masas de aire Tm. Las posiciones marítimas orientales son perhúmedas. Los fríos inviernos están dominados por la Pe y Ac procedentes de las regiones manantiales subárticas. Al este de Asia (China, Corea y Japón) el efecto monzónico se manifiesta notablemente con un aumento de la precipitación en verano y con un invierno relativamente seco. En Europa, el clima húmedo continental se sitúa en el cinturón de altas latitudes (45 a 60º N) y recibe precipitación procedente de las masas de aire Pm que vienen del Atlántico Norte. Zonas representativas: Parte oriental de los Estados Unidos y sur del Canadá, norte de China, Corea y Japón y Europa Central y Oriental.

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Moscú, Rusia, lat. 56º N tiene una amplitud térmica anual semejante a la de Madison, pero los veranos en Moscú no son tan cálidos.

FIGURA 9.26.

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región manantial de las masas de aire Pe, cuyas características son frío, seco y estable en invierno. Son parajes donde son corrientes las invasiones de masas de aire Ac muy frías. La oscilación anual de la temperatura es mayor en éste que en ningún otro clima, siendo los 60' C alcanzados en Siberia el valor más ejemplificador. La precipitación se incrementa subs­ tancialmente en verano cuando penetran las masas de aire marinas en el continente, acompañadas de borrascas; así y todo, el total de precipitación es bajo. Aunque gran parte del clima boreal forestal está clasificado como de tipo húmedo, con una precipitación que oscila entre los 50 y los 1 00 cm, también hay grandes extensiones del oeste del Canadá y Sibe· ria que su precipitación total anual es inferior a los 40 cm y se clasifican como subtipo subhúmedo o bien semiárido. Zonas representativas: Alaska central y occidental; Canadá, desde Yukón hasta la península del Labrador; regiones meri· dionales de Groenlandia, Islandia y Eurasia, desde el norte de Europa hasta el océano Pacífico pasando por Siberia.

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Inchon en Corea, lat 37' 30' N, posee dos meses muy lluviosos durante el monzón de verano, pero una baja precipitación en invierno. �

Ejemplo: El climograma de la figura 9.25 se refiere a Madi· son (Wisconsin) , con una latitud de 43' N en el medio oeste americano. La oscilación térmica anual es muy amplia ( 3 1 ' C ) . Los veranos son cálidos y los inviernos fríos, con tres meses consecutivos de temperaturas por debajo de los o· C. La preci­ pitación es alta para todos los meses, con un total anual de 81 cm lo cual corresponde a un clima húmedo. Hay un máxi­ mo pluviométrico veraniego bien desarrollado, cuando las masas de aire Tm penetran. Éstas producen chubascos tormen­ tosos asociados a las líneas de frentes fríos que con ellos se desplazan. Gran parte de la precipitación invernal es en forma de nieve que suele permanecer en tierra durante largos perío­ dos. Ejemplo: La figura 9.26 es un climograma para Moscú (Ru­ sia) cuya latitud es de 56' N . Se localiza 600 km más al norte que Madison, de modo que los veranos serán menos calurosos y los inviernos más rigurosos. La precipitación total anual en esta ciudad es menor que en la localidad anterior ( 5 4 cm) , con menores aportaciones mensuales a lo largo del año. La preci­ pitación durante el invierno suele realizarse en forma de nieve que permanece en el suelo durante unos cuantos meses. Ejemplo: Para Inchón (Corea) hemos realizado el climogra­ ma de la figura 9.27, situada en una latitud de 37' 30' N . Comparada con Madison, Inchón tiene veranos algo más calu­ rosos, pero los inviernos no son tan fríos . La mayor diferencia entre ambas localidades se da en el ciclo de precipitación. Por un lado, Inchón refleja el efecto del monzón asiático con dos meses estivales muy lluviosos y en invierno una disminución notable de lluvia. Debido a esto y los influjos de aire marino procedentes del oeste del océano Pacífico, Inchón tiene una elevada precipitación anual, mayor que para Madison y Moscú ( 1 04 cm) .

GRUPO ill: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11. Climas de bosques boreales Extensión latitudinal: 50 a 70' N . Este e s e l clima continental con unos inviernos más largos y rigurosos mientras que los veranos son cortos y fríos. Ocupa la

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Los climas de bosques boreales se caracterizan por unos inviernos extremadamente fríos y una amplitud térmica anual muy elevada. Este clima está muy bien representado por los climogramas de Fort Vermilion en Alberta, Canadá, y por Yakutsk, en Rusia.

Ejemplo: El climograma de la figura 9 . 28 corresponde a Fort Vermilion en Alberta, Canadá, en una latitud de 58º N. Las grandes oscilaciones térmicas son corrientes en Norteamérica ( 4 1 ' C) . La media anual para siete meses consecutivos se sitúa bajo cero. Los veranos son cortos y fríos. La precipitación muestra un remarcado ciclo anual con tin máximo en la esta­ ción estival, pero a pesar de todo la cantidad recogida anual­ mente no excede los 31 cm, por lo que el clima se podría clasificar como subhúmedo ( 1 1 sh) . Aunque la precipitación en invierno está mitigada, la cobertura nivosa permanece so­ bre el suelo helado la totalidad del invierno. En el mismo climograma se incluye la información de la temperatura para Yakutsk ( U RSS) , ciudad siberiana situada a 62º N de latitud. La enorme oscilación anual es evidente, asimismo lo son las bajas temperaturas mensuales medias que se recogen. En enero se alcanzan valores cercanos a -45º C haciendo de esta región la más fría de la tierra si excluimos las partes interiores del casquete de la Antártida y el groenlandés. La precipitación no

Clasificación de los climas

se refleja en el cuadro, pero el total anual es de 1 8 cm -menos que para Fort Vermilion- e indica las características de un subtipo semiárido ( 1 l s ) .

12. Clima de tundra Extensión latitudinal: 60 a 75º N y S . El clima d e tundra ocupa las franjas costeras árticas y antárti· cas, y está dominado por las masas de aire Pe, Pm y Ac con frecuentes tormentas ciclónicas. Los inviernos son largos y rigurosos. Existe una estación suave, muy corta para que los meteorólogos la consideren como un verdadero verano. La moderada influencia ejercida por las cercanas aguas oceánicas preserva las temperaturas invernales de una disminución se­ mejante a la que encontramos en el interior de los continen­ tes. El clima de tundra puede variar desde u n subtipo húmedo ( 1 2 h) bordeando el océano Atlántico, hasta un clima más subhúmedo ( 1 2 sh) y semiárido ( 1 2 s ) costeando el océano Ártico.

13. Climas de casquete glacial Extensión latitudinal: 65 a 90º N y S . Las regiones manantiales d e las masas d e aire ártica y antárti­ ca (A y AA, respectivamente) se sitúan sobre estas vastas y altas zonas glaciares y sobre e l mar polar de hielo del océano Ártico. La temperatur� media anual es menor que para cual­ quier otro clima del globo, con temperaturas siempre inferio­ res al punto de congelación. Las fuertes inversiones térmicas se dan sobre los casquetes, y por otro lado el enorme déficit de radiación neta, en invierno y en superficies situadas a grandes alturas, intensifican aún más el frío . Son frecuentes las fuertes borrascas acompañadas de ventiscas. La precipitación, que se realiza casi toda en forma de nieve, es muy pequeña pero se acumula debido al continuo frío que allí se genera.

Zonas representativas: Vertiente ártica de Norteamérica, re­ gión de la bahía de Hudson e isla de Baffin; costa de Groen­ landia; norte de Siberia en su franja orientada al océano Ártico y la península Antártica. Ejemplo: La figura 9.29 es un climograma para Upernivik localizado en la costa oeste de Groenlandia, a una latitud de 73º N. Una corta y suave estación, equivalente al verano de las bajas latitudes, tiene un registro de temperaturas medias ape­ nas superior a los 5º C . Los inviernos largos y fríos traen valores medios mensuales tan bajos como -20º C. La oscila­ ción térmica anual (25º C) es menor que para los climas boreales situados más al sur. El total de precipitación anual es pequeño -23 cm- representando, pues, al subtipo subhúme­ do ( 1 2 sh). El incremento de Ja pluviosidad experimentado a principios de julio se explica por Ja fusión de la costra helada y el calentamiento del agua ártica, incrementando el conteni­ do en humedad de las masas de aire locales.

¡ 10

18

10

-1 5 -20 -25

- 10

-30 -35 -40 -45

-70 E

1 1 1 1 1 - 1 ·- 1 1

1 1 1 1 1



-30 Cm 5

-- 40

t 1



- 30

plitud (51Fº)

- -

---

·-

- _____

-

1 1 - 1--··---··-·-----·- + -- -20 1 1 1 1 Total anual: 23 cm ('l pulg) 1 Pulg .__) --------····-..L _____________L______________J - 2 M

A



M



J

FIGURA 9.29.

...

• • • • • J

A

S

O

N

•D l

-

o

Upernvik, Groenlandia, lat. 73º N, es una típica estación de la tundra ártica.

Climas secos y húmedos

F

M

A

M

A

S

O

N

D

FIGURA 9.30.

Gráficas de temperatura para cinco estaciones meteorológicas situadas en el casquete polar.

ºF

�;��"-. -·-, -- 20 \: 1 10 '\J o 1 - ---�i' 1 1 1 - -10 ,_ 1 1

1 1 1 1

o l• • • • F

- 50

,� ¡

1

Invierno: largo y muy frío

E

-20 -25

-65

Verano: corto y fresco

-5

-15

-60

-,1 1 1 1

5

_

-5 - 10

-50

�2142

o

ºF

o

-55

6 o

·e

ºC

Ejemplo: La figura 9.30 refleja las gráficas de temperaturas para cinco estaciones meteorológicas representativas en los casquetes glaciares. La gráfica para Eismitte (Groenlandia) muestra el ciclo de temperaturas para el hemisferio Norte, mientras que las otras cuatro corresponden todas a la Antárti­ da. Las temperaturas en el interior de la Antártida se ha com­ probado que son inferiores a cualquier otro Jugar sobre la tierra. La estación meteorológica rusa Vostok, a 1 . 300 km del Polo Sur y a una altura de 3. 500 m, puede ser el Jugar más frío del mundo cuyo menor registro ha sido de -88,3º C . En el Polo mismo (en la estación escocesa Amundsen) para julio, agosto y septiembre de 1957, los promedios fueron de -60º C. Las temperaturas en Little America, situada en lugares próxi­ mos al mar de Ross y a menor altitud, presenta valores de 22º C superiores a las anteriores, en una comparación realizada mes a mes.

165

Climas de montaña Los climas de montaña presentan unos comportamientos característicos dentro del panorama climático del mundo, pudiendo ser desde fríos a frescos, y normalmente son climas húmedos los que ocupan las montañas y los alti­ planos. Muchas veces se comportan como estrechas fran­ jas, con notables gradientes climáticos, convirtiéndose cada vez, y de forma ininterrumpida, más frías con el incremento en altitud. El clima de una región montañosa dada está corrientemente ligado al clima de las partes inferiores adyacentes, sobre todo en lo que hace referen­ cia a las características estacionales y más concretamente a la configuración del ciclo anual de temperaturas y a la época en que se establecen los períodos húmedos o secos. En tierras bajas, con clima árido, las estrechas alineaciones montañosas tienden a ser islas con caracte­ rísticas húmedas. Los climas de montaña no pueden in­ cluirse dentro de los esquemas de una clasificación cli­ mática, e incluso su indicación en los mapas climáticos suele ser algo arbitrario, dejándose de indicar en la mayo­ ría de casos. El decremento de las temperaturas mensuales medias a medida que ascendemos fue explicado ya en el capítu ­ lo 5, e ilustrado con una gráfica correspondiente a diver­ sos observatorios en la cordillera de los Andes (Sudamé­ rica) (figura 5 .6) . En la figura 9 . 3 1 se pueden observar dos climogramas para dos observatorios situados geográ­ ficamente en localidades próximas, y en los que se refleja el efecto altitudinal en la zona tropical. Por un lado tenemos Nueva Delhi, capital de la India y situada en las tierras bajas del Ganges. La otra localidad es Simia, un amparo en la montaña para el tiempo caluroso. Está situa­ da a una altura de 2 .000 m al pie de la cordillera del Himalaya. Cuando la estación cálida presenta un promeºC 40

ºF 1 00

35

90

30

80

25

70

20 15

60

10

50

5

40

o

Pulg

16

Cm

14

35 30

12

25

10

20

8

15

6

10

4

5

2

o

E

F

M

FIGURA 9.31.

A

M

A

S

O

N

D

o

Climogramas para Nueva Delhi y Simia situadas al norte de la I ndia. Simia es un acogedor refugio del intenso calor que en mayo y junio hay en las llanuras del Ganges.

166

dio de temperaturas superior a 32º C, en Simia tan sólo se recogen unos plácidos 1 8º C, es decir, unos 1 4 º C más fresca. Obsérvese que ambos ciclos de temperaturas se hallan en la misma fase, siendo enero el mes con valores mínimos para las dos localidades. El efecto general de un incremento en la altura se refleja en un aumento en la precipitación, por lo menos para los primeros miles de metros de altitud. Este cambio está dirigido a la producción de lluvia orográfica genera­ do por un ascenso forzado de las masas de aire (capítu­ lo 7) . El efecto de la altura queda bien reflejado en las masas pluviosas de ambas localidades (figura 9.3 1 ) . Nue­ va Delhi, por un lado, expone un modelo de precipita­ ción característico al de un clima tropical del sudeste asiático, con un monzón de lluvias que presenta su máxi­ ma actividad en julio y agosto. Simia posee el mismo comportamiento, las cantidades son elevadas para cada mes y el máximo monzónico es enorme. El total de precipitación para esta localidad es casi el doble que para Nueva Delhi. Cabe observar, también, que Simia recibe precipitación en la estación con poca insolación.

La clasificación climática de Koppen Entre los geógrafos profesionales, la clasificación climáti­ ca de uso más corriente es la establecida originalmente por Vladimir Koppen en 1 9 1 8 y que fue más tarde revisa­ da por sus discípulos R. Geiger y W. Pohl . La versión que aquí presentamos fue publicada en 1953 y hay quien la denomina clasificación de Koppen-Geiger-Pohl. Koppen fue tanto un meteorólogo como un biogeógrafo, aunque su principal interés radicaba en encontrar los límites climáticos que coincidiesen aproximadamente con los términos entre los tipos de vegetación más importantes. Aunque no fue muy afortunado a la hora de los resulta­ dos, su sistema climático ha llamado la atención a los geógrafos por su carácter estrictamente empírico, no dan­ do cabida a decisiones subjetivas. Bajo el sistema de Koppen cada clima está definido de acuerdo con unos valores asignados de temperatura y precipitación calculados en términos de valores anuales o mensuales. Cualquier estación puede asignarse a un grupo o subgrupo climático particular, basado en los registros de los valores térmicos y de precipitación que, naturalmente, cada uno provee y sobre un período de tiempo suficientemente largo como para que resulten significativos. Para utilizar el sistema de Koppen no es necesario entender cómo operan los mecanismos de con­ trol del clima. La clasificación climática de Koppen representa, me­ diante un código de letras, los mayores grupos climáti­ cos, subgrupos y subdivisiones adicionales para distin­ guir las características estacionales de temperatura y precipitación. Los cinco mayores grupos están designados mediante letras mayúsculas, tal como sigue: A.

Climas lluviosos tropicales: El promedio de las tem­ peraturas para cada mes es superior a 1 8º C. Estos climas no presentan una estación invernal y su plu­ viosidad anual es alta y excede la evaporación a lo largo del mismo período.

Clasificación de los climas

90

FIGURA 9.32. Mapa muy generalizado de las · grandes regiones climáticas según la clasificación de Kóppen. Los aires montañosos están en negro. (Basado en Goode Base Map.)

Climas secos: La evaporación excede la precipitación sobre un promedio anual, de manera que no tendre­ mos excedente hídrico y no se originarán cursos permanentes de ríos. Climas templados y húmedos (mesotérmicos): El mes más frío tiene una temperatura media por debajo de los 18' C, pero superior a -3' C; por lo menos un mes tiene un promedio superior a 1 0' C. De este modo los climas de este tipo presentarán una estación in­ vernal y otra estival . Climas boreales o de nieve y bosque (microtérmi· cos): El mes más frío presenta una temperatura me­ dia inferior a -3' C, mientras que para el mes más cálido el valor medio suele ser superior a 1 0' C. Esta última isoterma coincide aproximadamente con el límite septentrional de crecimiento del bosque.

B.

c.

D.

0 Pulg. 0, 5

2,0

1,5

2,5

E

300 1----,-'---,�....._,�_...,��'--�



250

u

e: "' e:

:g 200 ·c.

.l!l

·�

c.

1---.¡.....-""'"'-

150

o

40

� 100



E e

50

Cl.

3 2 4 5 6 7 Precipitación del mes más seco, cm

FIGURA 9.33.

o

8

Límite de los climas A.

Límites de los climas B

ºC O 30

Pulg. 5

15

20

30

25

1

25

o

L

r BW

20

10

5

1

1

1

20

25

30 Pulg.

o

5

10

15

20

25 Pulg.

1

ºF

- 80

BW

70

15

- 60

10

50

5

40

o

30

-5

20

- 10 - 15

o

10

20

30

40

50

60

70

80

o

10

20

30

40

50

60

70

80

90

o

10

20

30

40

50

60

70

P, media anual de precipitación, cm FIGURA 9.34.

.

Límite de los climas B.

La clasificación climática de Koppen

167

E.

Climas polares o de nieve: El promedio de las tempe­ raturas del mes más cálido está por debajo de los 1 0º C. Estos climas no presentan verdaderos veranos.

Cabe observar que cuatro de estos cinco grupos (A, C, D, E) están definidos por temperaturas medias, mientras que, por el contrario, sólo uno (E) está explici­ tado por el balance evaporación-precipitación. Los gru­ pos A, C y D poseen un suficiente calor y precipitación para que pueda crecer una vegetación forestal y selvática. En la figura 9.32 se muestran los límites de estos cinco grandes grupos. Los subgrupos que se establecen dentro de los anterio­ res vienen definidos por una segunda letra, de acuerdo con el código siguiente:

S. Semiárido (estepa) . W Á rido (desértico) . f

w:

s:

m:

(las letras mayúsculas anteriores se aplican solamen­ te a los climas secos, E) . Húmedo. Caracterizado por una precipitación sufi­ ciente durante todo el año sin que exista una esta­ ción seca. Esta designación es aplicable a los grupos A, C y D. La estación seca la hallamos durante el período in­ vernal del respectivo hemisferio (estación con la posición solar baja) . La estación seca se encuentra en el verano respecti­ vo de cada hemisferio (estación con el sol en su ce­ nit) . Clima forestal lluvioso, a pesar de la corta estación seca en cuanto al ciclo de precipitación del tipo monzónico. Sólo se aplica al grupo A.

De la combinación de ambos grupos de letras resultan doce climas característicos: Af

Clima de selva tropical lluviosa: La pluviosidad del mes más seco es de 6 cm o más. Am: Variedad monzónica de Aj La lluvia recogida du­ rante el mes más seco es menor de 6 cm. La esta­ ción seca está fuertemente desarrollada. Aw: Clima de sabana tropical: Se registra un mes, por lo menos, con precipitación menor de 6 cm. La estación seca está notablemente desarrollada.

La figura 9.33 muestra los límites entre Aj, Am y Aw, todos determinados por la precipitación anual y por la pluviosidad del mes más seco.

ES:

E W·

Cf Cw:

168

Clima de estepa: Clima árido caracterizado por sus praderas. Ocupa una posición -intermedia entre el clima desértico (EW) y los climas más húmedos de los grupos A, C y D. Los límites vienen determina­ dos por las fórmulas que aparecen en la figura 9.34. Clima desértico: Clima árido con precipitación anual normalmente inferior a 40 cm. Los límites con el clima de estepa (ES) anterior se determinan por las fórmulas que aparecen en la figura 9.34. Climas templados húmedos sin estación seca: La pluviosidad del mes más seco es superior a 3 cm. Climas templados húmedos con estación invernal seca: El mes más lluvioso del verano es, por lo

Cs:

menos, diez veces superior en cuanto a lluvia reco­ gida, que el mes más seco de los meses invernales. (Definición alternativa: El setenta por ciento o más de la precipitación media anual se recoge en los seis meses más cálidos. ) Climas templados húmedos con veranos secos: La precipitación del mes más seco del verano es me­ nor de 3 cm. La precipitación del mes más lluvioso del invierno es, por lo menos, tres veces superior a la registrada en el mes más seco del verano. (Defi-

Equivalencias entre el sistema de K6ppen y la clasificación climática basada en masas de aire y fren tes

Tabla 9 .2.

Grupo I: Climas de bajas latitudes l . Clima lluvioso ecuatorial

2. Clima monzónico y de vientos alisios en el litoral

3. Clima tropical seco y húmedo 4. Clima seco tropical

Aj Clima de la pluviisi lva tropical A m: Clima de pluviisilva tropical, tipo monzónico y algunas áreas de Aj Clima de la pluviisil\ia tropical A w: Clima de sabana tropical y Cw: Cl imas suaves con inviernos secos BWb: Clima desértico, caluroso; y BSb: Clima de estepa, caluroso

Grupo 11: Climas de latitudes medias

5. Clima subtropical seco

B Wb: Clima desértico, caluroso; y BSb: Clima de estepa, caluroso 6 . Clima subtroplcal húmedo C/a: Climas templados y lluviosos de veranos calurosos Csa: Climas templados 7. Clima mediterráneo l luviosos, con veranos secos y calurosos; y 8. Clima marítimo de costa Cjb: Climas templados y l luviosos con veranos cálidos y oeste algunas partes de Csb: Climas templados lluviosos con veranos secos y · cálidos 9. Clima seco de latitudes B Wk: Clima desértico, frío; y BSk: Clima de estepa, frío medias Dfa: Climas fríos de nieve y 1 0 . Clima continental húmedo bosques con veranos calurosos; y Djb: el mism9 que el anterior, pero con veranos cálidos

Grupo 111: Climas de altas latitudes 1 1 . Climas de bosques boreales

D/c: Climas fríos de nieve y bosque, con veranos frescos; y Dw: Climas fríos de nieve y bosque con inviernos secos; y Cfc: Climas templados lluviosos, con veranos cortos y frescos 1 2 . Clima de tundra ET: Clima polar de tundra 1 3 . C lima de casquete polar EF: C li m a polar con hielos perpetuos

Clasificación de los climas

Df Dw: ET EF:

nición alternativa: el setenta por ciento o más de la precipitación media anual es recogida en los seis meses de invierno.) Climas boreales o de nieve y bosque con inviernos húmedos: No hay estación seca. Climas boreales o de nieve y bosque con inviernos secos. Clima de tundra: Temperatura media del mes más cálido es superior a o· C, pero inferior a 10º C . Clima de hielos perpetuos: Es el clima de los cas­ quetes glaciares. La media térmica de todos los meses del año es inferior a o· C .

Para especificar unas mayores variaciones climáticas, Koppen añadió una .tercera letra a las anteriores cuyos significados son los siguientes: a:

Con veranos calurosos; el mes más cálido tiene una temperatura superior a 22º C; se aplica a los climas C y D. b: Con veranos cálidos; el mes más cálido es térmica­ mente inferior a 22º C. Se aplica a los climas C y D. Con veranos cortos y frescos; menos de cuatro meses c: están sobre los 10· C; se aplica a C y D. d: Con inviernos muy fríos; el mes más frío está por debajo de los -38º C. Sólo se aplica a los climas D. h: Seco y caluroso, la temperatura media anual es supe­ rior a 1 8º C. Solamente se aplica a los climas de tipo .B. k: Seco y frío, la temperatura media anual es inferior a los 1 8º C. Sólo clima B. A modo de ejemplo de empleo del código de Koppen, B Wk se refiere a un clima desértico y frío y Dfc se relaciona con un clima de nieve y bosque frío con vera­ nos cortos y frescos. La Lámina C .4 es un mapamundi d� los climas según la clasificación climática de Koppen. La tabla 9.2 da unas equivalencias aproximadas con los trece tipos de climas basados en masas de aire y líneas de frentes.

Vegetación, suelos y clima

Vegetación, suelos y clima Los biogeógrafos se dieron cuenta, rápidamente, de que las plantas son sensibles a las diferencias climáticas. Con el crecimiento de cada especie se asocia la más favorable combinación de factores, pero existen algunas condicio­ nes (calor, frío o sequedad extremas) más allá de las cuales no podrían sobrevivir. Las plantas tienden a adap­ tar su forma física de acuerdo con la presión que ejerce el clima sobre ellas, y de esta manera a partir de la recopila­ ción de las especies vegetales dominantes podemos ha­ llar una gran variedad morfológica. La totalidad de los modelos de formas , o de hábitats, que podemos encc:m­ trar, reflejan una unión intrínseca con los controles cli­ máticos. Desde el pasado siglo, los científicos del suelo (edafó­ logos) reconocen que las diferentes clases de suelos maduros, vistos desde una panorámica mundial, están fuertemente controlados por los elementos que constitu­ yen el clima, pero no hay que olvidar que las plantas también contribuyen en la determinación de las propie­ dades de muchos suelos de los cuales dependen. A fin de desarrollar el concepto de interacción entre los mecanismos de control del clima, la vegetación y los suelos, debemos realizar un estudio del agua que pode­ mos hallar en la capa edáfica. Aunque la precipitación es un ingrediente principal, lo que realmente cuenta en el crecimiento de las plantas es la cantidad de agua disponi­ ble en el suelo, allá donde se sitúan las raíces de las plantas. La evaporación del agua a partir del suelo, o de las plantas, puede devolver a la atmósfera gran parte del aporte hídrico inicial y todo ello a nivel del suelo se constituye en el balance de entradas y salidas de este elemento, que al igual que en el balance energético se configurará como un conjunto de excedentes o déficit estacionales. En el próximo capítulo investigaremos el balance hídrico en el suelo como un paso importante más, en el incremento de nuestro conocimiento de los diferentes medios donde se desarrolla la capa viva del planeta.

169

CAPÍTULO

10

Balance hídrico del suelo

Una idea básica desarrollada en geografía física es la de que la disponibilidad de agua en el suelo es un factor mucho más importante en el medio que la precipitación en sí misma, pues gran parte del agua recibida de esta forma se pierde de diferentes maneras y de forma no aprovechable por las plantas. Al igual que en un balance fiscal, cuando las pérdidas mensuales o anuales de hume­ dad exceden al de precipitación, el resultado es deficita­ rio, mientras que por el contrario, cuando el aporte por precipitación sobrepasa al de pérdidas, resulta un balan­ ce positivo. El análisis del balance hídrico de un área determinada de la superficie terrestre, en realidad, se realiza de la misma forma que el balance fiscal, requiere tan sólo de la adición o substracción de cantidades obte­ nidas en períodos fijos de tiempo tales como un mes o un año.

Para entender por qué se pierde o se gana la humedad, necesitamos estudiar los procesos físicos que afectan al agua en sus tres estados -líquido, sólido o vapor- no sólo en la atmósfera, sino también en el suelo y en la roca, así como el agua expuesta al aire libre en ríos, lagos y glaciares. La hidrología permite establecer tales relacio­ nes del agua, como un sistema complejo y unificado, que se encuentra sobre la tierra. Lo primero que conviene tratar en este capítulo es la hidrología del suelo. Agua superficial y subsuperficial Clasificaremos el agua que se encuentra sobre los conti­ nentes en dos tipos: agua superficial (corriente o estan­ cada sobre tierra), y agua subsuperficial (ocupando aber­ turas y cavidades en el suelo o en las rocas). El agua retenida en el suelo, a un metro o dos de la superficie se denomina agua de infiltración, y es ésta la que interesa al botánico, al edafólogo (científico del suelo) o al inge­ niero agrónomo. El agua almacenada en cavidades del lecho rocoso se denomina agua de saturación y es estu­ diada por los geólogos. Tanto el agua de saturación como la superficial son objeto de estudio del capítulo 1 1. Ciclo hidrológico y balance bídrico terrestre

FIGURA 1 0.L

170

Ciclo hidrológico (fuente: Holtzman ) .

El agua de los océanos, de la atmósfe_ra y de las tierras modifica tanto su posición geográfica como su estado físico, en una serie de cambios continuos que configuran el ciclo hidrológico (figura 10. 1). Si pudiéramos seguir continuamente una molécula de agua, ésta podría viajar por uno cualquiera de los posibles circuitos que incluye alternativamente su estado de vapor, líquido o sólido. El esquema del ciclo hidrológico representado en la figura 1 0 .1, podría ser cuantificado para el conjunto de la superficie terrestre. La figura 1 0.2 refleja las posibles trayectorias del circuito del agua. Podríamos empezar por los océanos, que constituyen la principal reserva de agua libre existente. La evaporación procedente de estas su-

Balance bídrlco del suelo

1000 1000 Km3

mi3

í

Cada uno de los términos tiene por unidades las de volumen por unidad de tiempo (por ejemplo km3/año). Cuando se aplica sobre un período de un año, o cuando se realiza un promedio sobre muchos años, el término G puede considerarse cero, puesto que el sistema terrestre es esencialmente cerrado, en lo que concierne a la mate­ ria. Las cantidades de agua almacenada en la atmósfera, en tierras y océanos permanecen constantes de año en año. La ecuación puede reducirse entonces a:

37 9 69 Precipitación 106 + 106 382 92 419 100 488 117

1�

P=E+R Utilizando las cuantías dadas para los continentes y substituyéndolas en la ecuación anterior, resulta: Balance hídrico terrestre. Las cifras indican el ílujo medio de agua anual dentro o fuera de las áreas continentales y oceánicas. (Fuente de información, John R. Mather, 1 974 . Dibujo procedente de A.N. Strahler. The Earth Sciences, 2.ª ed. H arper & Row Publishers, figura 33.2. Copyright 1 963, 1971 por Arthur N . Strahler.)

FIGURA 1 0.2 .

106.000

382.000 =4 1 9.000 - 37.000 Para la totalidad del globo, combinando los resultados de continentes y océanos, los términos de escorrentía ( R) se suprimen mutuamente quedando: 1 06.000 +382 .000= 69.000 +419.000; 488.000 488.000 =

El ciclo hidrológico como un sistema cerrado de materia El balance hídrico del planeta puede ser tratado como un sistema de flujos de materia, utilizando el tipo de esque­ ma descrito en el capítulo 3. La figura 10.3 muestra un sistema cerrado que representa la hidrosfera de forma global. Están presentes tres subsistemas: atmósfera, conti­ nentes y océanos. Para una mayor simplicidad, el hielo de los gladares está incluido dentro del concepto "agua líquida", como una única forma de agua. En el subsiste­ ma "atmósfera" las entradas se realizan en forma de vapor de agua, obtenido por evaporación de las superficies oceánicas, y por evaporación y evapotranspiración de las superficies continentales. El vapor de agua almacenado, experimenta una condensación para pasar a estado líqui­ do en forma de lluvia (o estado sólido en forma de nie­ ve), abandonando, entonces, el subsistema atmósfera para entrar en cualquiera de los subsistemas restantes, el oceánico y el continental . Por escorrentía, el agua conte­ nida en los continentes se transfiere a los océanos sin cambio de estado alguno.

yada.

Podemos exponer el balance hídrico total, tal como si­ gue: P=E+G+R donde P= Precipitación E= Evaporación G=ganancia neta o pérdida de agua en el siste­ ma; un concepto de almacenamiento R=Escorrentía (positivo cuando sale de los conti­ nentes, negativo cuando se queda en ellos)

i

1 1 1

� (fj\

\31

' Condensación 106 A., ._. A1 ,

38 1 Subsistema L----�-----------Av: Vapor de agua A1: Agua líquida y hielo Ga: Reserva en la atmósfera Ge: Reserva en continentes G0: Reserva en océanos Unidades de 3 Unidades de flujo: Km /año reserva: Km3 1

i

1

, -- --- --------- -

[

1 1 1

CONTINENTES

1 1 - 37 1 1L ______ J , -- - -- 1 Océanos 1 1 1

A¡ - A.,

69

1 1 1 1

1

: ®,

Subsistema�1

�--�

@

69.000+ 37.000

y para los océanos:

perficies es aproximadamente de 4 19.000 km3/año. Al mismo tiempo, la evaporación procedente del suelo, las plantas y las superficies acuáticas existentes sobre los continentes, suman un total de 69.000 km3/año. De todo ello nos resulta una evaporación total de 488.000 km3/ año, y representa, también, la cantidad de agua que debe ser devuelta anualmente en forma líquida o sólida. La precipitación, en el lado contrario, está de�igual­ mente repartida entre continentes y océanos; los prime­ ros reciben 1 06.000 km3/año mientras que los segundos 382.000 km3/año. Cabe observar, ante todo, que los con­ tinentes perciben 37.000 km3 más agua por precipitación que la que pueden perder por evaporación. Esta cantidad excedente es la que circula en superficie o de forma subterránea, alcanzando, más tarde, el mar, en lo que se denomina generalmente escorrentía o agua de arro­

- -------- --- ------ , 1 488 ATMÓSFERA 1

=

---------

El ciclo hidrológico como un sistema cerrado de materia

Diagrama del ciclo del agua como un sistema cerrado de materia.

FIGURA 10.3.

171

250 ,,-,-�������--,-,, cm

una excesiva evaporación. La escorrentía (R), que presen­ ta valores negativos en las bandas subtropicales, repre­ senta la importación de agua por corrientes oceánicas para suministrar la cantidad necesitada para poder evapo­ rarse. Los excedentes hídricos vuelven a aparecer en e.l paralelo 40 más hacia el norte; pero los valores de los tres términos declinan rápidamente en las altas latitudes, ad­ quiriendo valores próximos a cero en los polos. Esta gráfica podría compararse con la figura 7.23, que muestra el transporte del vapor de agua a través de las diferentes latitudes. Obsérvese que los excedentes de precipitación se mantienen por el aporte de vapor de agua, y que los excedentes de evaporación se sostienen por la transac­ ción de vapor de agua.

por año 200

150

Evaporación-,...·

+

90 60

40 30 2 0 N

10

Escorrentía

o

Latitud

Total de agua almacenada

60 90

Balance hídrico por cinturones de 10º de latitud. (Información recogida por W.D. Sellers, 1965. Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33.11. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 1 0.4.

El balance bídrico terrestre por zonas latitudinales Desde un balance hídrico terrestre en términos de volu­ men de agua por unidad de tiempo (km3/año; millas3/ año) volvemos de nuevo a los datos de balance hídrico en términos de agua que circula por unidad de tiempo (cm/año; pulgadas/año). Mientras que el primero nos explicaba la cantidad de agua introducida o extraída de una región específica en un año, la segunda nos dirá la intensidad del flujo de agua, independientemente de la superficie total y de la cantidad de agua que alberga. El balance hídrico puede estimarse en cinturones lati­ tudinales de 1 0º de ancho. Este tratamiento revela una respuesta a los cambios latitudinales en cuanto al balance de radiación y el balance calorífico, desde la zona ecuato­ rial hasta la polar. La figura 10.4 muestra los valores medios anuales de precipitación, evaporación y escorren­ tía. Esta última, designada bajo la nomenclatura "R", incluye en este caso el importe o exporte de agua dentro o fuera de los cinturones, mediante corrientes oceánicas, o flujos hídricos superficiales. Obsérvese que la zona ecuatorial posee excedente hídrico con un coeficiente R positivo, mientras que las fajas subtropicales presentan

Océano terrestre ____.., . 97,2%

FIGURA 10.5.

172

2,80

'

lnlandsis y glaciares

Los recursos hídricos se pueden encontrar almacenados en los estados gaseoso, líquido y sólido. El agua de los océanos representa cerca de un 97 %, tal como se puede observar en la figura 10.5. El agua almacenada en los glaciares, forma sólida, ocuparía un segundo lugar siendo su porcentaje de poco más de 2 %. La cantidad que resta, casi toda, es el agua que se contiene en tierra y represen­ ta una cantidad muy pequeña. Pero así y todo, es este agua superficial, junto a la que se halla en el suelo, la que mantiene toda la vida terrestre. Algunos ecologistas con­ sideran que el agua dulce superficial es el factor limitan­ te de la capacidad de nuestro planeta de mantener el fenomenal crecimiento de la humanidad. La cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera es también muy pequeña -solamente 10 veces mayor que la que hallamos en las corrientes superficiales- pero es la que aporta toda el agua dulce disponible sobre la tierra. Balance bídrico terrestre y cambios climáticos Los cambios a largo plazo en las cantidades del balance hídrico están asociados con los cambios atmosféricos del medio; por ejemplo: el enfriamiento atmosférico a escala planetaria comportaría una reducción del vapor de agua almacenado en la atmósfera, lo que llevaría a una reduc­ ción en la precipitación y, por ende, en la escorrentía en general; pero al mismo tiempo, una gran proporción de aquella precipitación sería en forma de nieve, de manera que aumentarían las acumulaciones en estado sólido dis­ minuyendo por consiguiente las concentraciones en for­ ma líquida, bajando el nivel de los mares. Todos estos cambios anteriores definirían un bal dnce hídrico cam-

Agua de saturación 0,62%

2,15%

El volumen total del agua terrestre está contenida mayoritariamente en los océanos.

Balance bídrlco del suelo

biante asociado con el inicio de una edad del hielo, o glaciación; es decir, el mayor cambio climático experi­ mentado en nuestro planeta al menos cuatro veces en los pasados dos millones de años (véase capítulo 2 1 ) . Infiltración y escorrentía Muchos tipos de suelos en su estado natural, no alterado, están capacitados para la absorción de agua procedente de lluvias débiles o moderadas. El proceso de absorción se conoce como infiltración. Estos suelos tienen pasadi­ zos naturales entre partículas del suelo mal dispuestas para ello, as• como grandes fisuras, tales como los resque­ brajamientos de tierra producidos por la sequedad, exca­ vaciones de lombrices y otros animales, cavidades resul­ tantes de la putrefacción de las raíces de las plantas o bien porosidades producidas por la expansión y fusión de cristales de hielo. Una maraña de hojas putrefactas y tallos amortiguan la fuerza de las gotas de agua al caer y ayudan a preservar estas porosidades abiertas. Si la llu­ via cae demasiado deprisa como para poder penetrar en el interior, la cantidad excedente fluye, formando una capa superficial de agua, en la dirección de la pendiente. Esta superficie de escorrentía o de agua de arroyada se denomina flujo superficial terrestre, que será ampliamen­ te explicado en el capítulo 11. Tal como indicábamos en el capítulo 7, la pluviosidad se mide en centímetros o pulgadas por hora. Este es el espesor de agua que se acumularía en el suelo si la lluvia se recogiese en un recipiente que tuviese una base plana y los lados perpendiculares a la base, suponiendo que nada se haya perdido por evaporación o derrame (figu­ ra 1 1 . 1 0 ) . De manera semejante, la infiltración se mide en las mismas unidades, centímetros o pulgadas por hor'l, y podría imaginarse como la proporción de agua que po­ dría abandonar el mismo recipiente si el agua pudiera escaparse por una base porosa. La escorrentía se mide también en centímetros por hora y se puede representar como la cantidad de agua que rebosa del recipiente por hora, cuando ésta cae demasiado rápida para que pu�da ser absorbida a través de la base. Evaporación y transpiración Durante los períodos entre lluvias, el agua contenida en el suelo es gradualmente eliminada mediante un doble

proceso de secado. El primero consiste en la evaporación directa a la atmósfera, cosa que sucede en la parte super­ ficial del suelo y que poco a poco va progresando hacia el interior. El aire también penetra en el suelo libremente, :-'Udiendo ser forzado alternativamente a entrar o salir de él mediante los cambios de presión atmosférica. Aún así, si el suelo no "respirase"de esta manera, habría una lenta difusión de vapor de agua hacia la superficie a través de las porosidades abiertas en él. Ordinariamente, sólo la parte superior, 30 cm, del suelo se seca por evaporación durante una única estación seca. En las prolongadas se­ quías de los desiertos, las condiciones de sequedad se extienden a profundidades de varios metros. Segundo, las plantas extraen agua de la capa edáfi.:a introduciéndola en sus sistemas a través de una red de capilares. Este.agua, después de ser elevada en el interior de los troncos y de las ramas, y de llegar a las hojas, es descargada a través de los poros de estas ú ltimas a la atmósfera en forma de vapor de agua. Este proceso se conoce como transpiración. En los estudios de hidrología y climatología conviene usar el término de evapotranspiración para cubrir la combinación de las pérdidas de agua por evaporación directa, y por transpiración de las plantas. La proporción de la evapotranspiración disminuye en cuanto los sumi­ nistros hídricos devienen mermados por un período esti­ val seco, pues las plantas utilizan diferentes mecanismos para reducir la transpiración. En general, a menores re­ cursos de agua, menores pérdidas por evapotranspira­ ción. La figura 10.6 ilustra los conceptos antes explicados y sirve para dar una mayor precisión al detalle del dibujo de esta parte del ciclo hidrológico que incluye el suelo. La capa edáfica de donde las plantas obtienen humedad se conoce como zona del agua de infiltración y en ella se gana agua por precipitación e infiltración. Tal como muestran los signos negativos, el suelo pierde agua por transpiración, evaporación y flujo superficial. El exceso de agua también abandona el suelo mediante la percola­ ción por gravedad hacia zonas inferiores donde se halla el agua de saturación. Entre la zona del agua de infiltra­ ción y la del agua de saturación tenemos la zona inter­ media, donde el agua se retiene a unas profundidades demasiado grandes para ser devuelta a la superficie por evapotranspiración, debido a que se encuentra por deba­ jo del nivel de las raíces de las plantas (rizosfera) . Pérdidas de agua por:

Evapotranspiración Pérdidas por escorrentía en las corrientes

FIGURA 10.6. La zona del agua de infiltración ocupa una importante posición dentro del ciclo hidrológico.

Evaporación y transpiración

173

Agua de saturación y corrientes La percolación por gravedad transporta el exceso hídrico hasta la zona del agua de saturación, en la cual todas las porosidades están completamente saturadas de agua (fi­ gura 1 0 .6) . En esta zona, el agua se desplaza hacia trayec­ torias profundas que emergerán más tarde, rezumando hacia el exterior en arroyos, charcas y lagos. El excedente de agua abandona la región mediante el flujo de los arroyos, los cuales están alimentados directa­ mente por el flujo superficial en períodos de lluvias intensas y prolongados, o bien por fusión de las nieves. Los cursos fluviales que poseen caudal todo el año -arro­ yos perennes- reciben gran parte de su agua de surgen­ cias a partir del agua de saturación. Los arroyos alimenta­ dos tan sólo por el flujo superficial son intermitentes y sus canales están secos en los períodos interpluviales. Investigaremos con más detalle el flujo del agua de satu­ ración y el de los arroyos en el capítulo 1 1 . El agua en el suelo Mediante la infiltración, el agua es arrastrada hacia el interior a través de las porosidades del suelo, humede­ ciendo sucesivamente las capas inferiores. A este proceso se le conoce como recarga por filtración. Finalmente la capa edáfica retiene la máxima capacidad de agua posi­ ble, a pesar de que muchas de las porosidades contengan aire en su interior. El movimiento del agua continúa después hacia niveles inferiores a través de la zona inter­ media subyacente. Supongamos que deja de llover y que a ello siguen días y días de tiempo seco. El excedente hídrico continúa fluyendo hacia capas más profundas por gravedad, pero parte del agua se adhiere a las partículas del suelo resis­ tiendo a la fuerza gravitatoria debido a la tensión capilar que ejercen tales partículas sobre las moléculas de agua. Estamos familiarizados, normalmente, con el modo cómo se adhiere una gotita de agua a la pared de un vaso, parece como si ésta estuviese encerrada dentro de una "piel" de moléculas de agua superficiales de manera que adopta una forma esférica y pudiera permanecer indefini-

damente en él sin caer. De manera similar, la delgada película de agua se adhiere a los gránulos del suelo, particularmente en sus puntos de contacto de unas con otras y permanecerá allá hasta que se disponga para una evaporación o absorción en las raíces de las plantas. Cuando el suelo ha estado saturado de agua en primer lugar, permitiendo un drenaje por gravedad hacia niveles inferiores hasta que ya no puede circular más en ese sentido, se dice entonces que el suelo tiene una determi­ nada capacidad de retención de agua. (Entre los edafó­ logos, la capacidad de almacenar agua se denomina ca­ pacidad de campo.) Para la mayoría de los suelos, el drenaje no dura más allá de dos o tres días, es más, la mayor parte del agua excedente es drenada en tan sólo un día. La capacidad de retención se suele medir en unidades de volumen, normalmente centímetros o pulga­ das, al igual que la precipitación. Por ejemplo, una capa­ cidad de campo de 2 cm en los primeros 10 cm de suelo significa que para un cubo de 10 cm de lado de suelo (1 dm3), toda el agua que podríamos extraer para formar una capa de agua tendría un espesor de 2 cm, en un recipiente cuya base y lados fueran perpendiculares (base plana y lados verticales ) . Esta altura sería la equiva­ lente a una absorción completa de 2 cm de lluvia, en un suelo completamente seco de 10 cm de espesor. La capacidad de retención para un suelo dado depende ampliamente de su textura. Por ejemplo, un suelo areno­ so tiene una pequeña capacidad de campo; un suelo arcilloso tiene una gran capacidad de retención. El ciclo del agua de infiltración Estamos en condiciones de volver de nuevo a considerar el balance del agua en el suelo. La figura 10.7 muestra el ciclo anual del agua de infiltración para un único año, en una estación experimental agrícola sita en Ohio. Este ejemplo puede considerarse representativo de las condi­ ciones de los climas húmedos de latitudes medias donde se establece un fuerte contraste estacional entre el invier­ no y el verano. Comencemos con el inicio de la primave­ ra (marzo) . En esta época del año, el grado de evapora­ ción es bajo debido a las bajas temperaturas. La abundan-

Típico ciclo anual del agua en el suelo en el Medio Oeste. Este esquema muestra un período de excedente en primavera y un largo período de escasez en verano y principios de otoño (Fuente: Thornthwaite y Mather).

FIGURA 1 0.7.

174

Balance bídrico del suelo

cia de nieves de fusión y lluvias ha restituido el agua del suelo con cantidades excedentes. Por dos meses, la canti­ dad de agua infiltrada a través del suelo que penetra hasta la zona de saturación, permite que los poros estén prácticamente saturados de agua. Esta es la época del año en que encontramos una tierra blanda y fangosa, tanto circulando por carreteras de tierra como caminando por el campo. Es también la estación con abundante agua de escorrentía pudiéndose observar anegaciones producidas por grandes tormentas y por los ríos. En términos de balance hídrico existe un excedente de agua. Por mayo, el ascenso de las temperaturas, el incremen­ to de Ja evaporación y el crecimiento de las hojas en la copa de los árboles, trae consigo una mayor evapotranspi­ ración. Ahora, el agua del suelo disminuye por debajo de su capacidad de retención, aunque puede ser restableci­ da temporalmente mediante fuertes lluvias anormales en algunos años. A mediados de verano nos encontramos con un déficit de agua en el balance, a pesar de las intensas tormentas de la época estival, ocasionales y enér­ gicas, que no pueden compensar las pérdidas de agua por evapotranspiración. Las pequeñas fuentes y arroyos están completamente secos y el suelo deviene duro y seco. Sin embargo, por noviembre, Ja cantidad de agua en el suelo comienza de nuevo a aumentar, y ello es debido a que la vegetación está en reposo, reduciendo claramen­ te las pérdidas por transpiración al mismo tiempo que la disminución de las temperaturas reduce Ja evaporación. A finales de invierno, normalmente en febrero, en la localidad de estudio, Ja capacidad de campo está de nuevo restablecida. Balance bídrico del suelo Del ejemplo de los cambios hídricos en Ja capa edáfica en un único año vamos todavía más lejos hacia un con­ cepto más generalizado: las ganancias, las pérdidas y la retención del agua del suelo están contabilizadas dentro del balance hídrico del suelo. La figura 1 0 .8 es un diagra­ ma de flujos que ilustra los componentes de este balance. La reserva (S), Ja cantidad de agua retenida en la zona del agua de infiltración, es incrementada mediante el recargo efectuado por la precipitación (P), pero al mismo tiempo disminuye a través de Ja evapotranspiración (E). Cualquier excedente de agua (R) se dispone para la percolación hacia Ja zona del agua de saturación o bien para el flujo superficial . La columna de suelo está supuesta para un área de sección transversal de 1 cm2. Podemos de este modo utilizar unidades de flujo de carga por unidad de tiempo (por ejemplo cm/mes, o cm/año). La ecuación del balance hídrico es tal como sigue: P=E+G+R donde P= Precipitación E Evaporación G Cambios en las reservas de agua R= Excedente hídrico =

=

Para poder proceder debemos ante todo reconocer dos tipos de evapotranspiración. La primera es Ja evapotrans­ piración real (E,), Ja cual es la proporción real de agua devuelta a la atmósfera a partir del suelo y de la cobertura vegetal. La segunda es Ja evapotranspiración potencial (E P) que es el flujo de vapor de agua que se establece bajo unas condiciones iniciales ideales como por ejem-

Balance bídrico del suelo

Evapotranspiración (E) Precipitación (P)

Excedente (R) en forma de flujo superficial

Zona de infiltración

Zona intermedia

{

Total de escorrentía (R)

{

FIGURA 1 0.8. Esquema del balance del agua en el suelo en una columna de suelo. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33.9 Copyrigth 1963, 1971 por Arthur N. Strahler. )

p l o una cobertura vegetal completa con hojas verdes y l a n o existencia d e u n ápice d e tierra desprovista d e ella. La cobertura foliar se supone que se encuentra a una altura uniforme sobre el suelo -tanto si la vegetación es arbo­ rescente, arbustiva o herbácea-. Una segunda condición es que haya un adecuado suministro de agua, tal que la retención de este elemento líquido en el suelo sea siem­ pre Ja misma. Este último punto se podría cumplir de forma natural con una precipitación abundante, o bien de forma artificial, más corriente, por irrigación. Para simpli­ ficar los conceptos ponderados que acabamos de definir, podríamos transformarlos en los siguientes axiomas: "evapotranspiración real" es el agua destilada (E,) "evapotranspiración potencial" es el agua requeri­ da (E P) La palabra "requerida" significa Ja cantidad de agua del suelo que hay que aportar si el crecimiento de la planta se llevase a un máximo nivel en todas las condiciones que ella necesita: radiación solar, temperatura y posibili­ dad de suministro de nutrientes. La diferencia básica entre agua utilizada y la necesitada es el déficit hídrico del suelo (D). Esta es la cantidad de agua que debe ser suministrada por irrigación para conse­ guir un máximo crecimiento de los cultivos en un siste­ ma agrícola. Todos los términos utilizados en el balance hídrico del suelo se expresan en unidades de centímetros de altura de agua, las mismas que las utilizadas para la precipita­ ción. Tan sólo un valor está establecido por adelantado; éste es el de la capacidad de campo: en el balance hídrico que realizaremos aquí, supondremos que el suelo tiene una capacidad de retención de 30 cm. A fin de estimar el agua mensual necesitada (evapo­ transpiración potencial) en cualquier localidad del pla­ neta han sido ideados varios y rigurosos métodos. El que emplearemos en este capítulo fue desarrollado por

175

Precipitación A¡

1 1

(P)

1 1

/

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

Interceptación Goteo y deslizamiento

1 1 1 (f) 1 1 1 1 1 1 1 1 1 (E) 1 1 1

"

Evaporación Ai-A.,

por tallos

Superficies de retención

Evaporación Ai-A., Flujo superficial

Infiltración

Evaporación A1-A., Flujo hacia el agua de saturacfon

1 1

FIGURA 10.9. Esquema del balance del agua en el suelo como un sistema abierto de flujo de materia.

C . Warren Thornthwaite, eminente climatólogo y geógra· fo. Está basado en la temperatura del aire, en la latitud y el día que se trate del año. La latitud y la estación del año, determinan la intensidad y duración de la radiación solar recibida en tierra. Por otro lado, el agua requerida es una medida de la máxima capacidad que una superficie conti· nental posee para devolver energía a la atmósfera a través del mecanismo del calor latente bajo unas condiciones definidas de cobertura vegetal y recursos hídricos. Balance bídrico del suelo como un sistema abierto de flujo de materia El balance hídrico del suelo puede concebirse como un sistema abierto de flujo de materia tal como está repre-

16

Necesidades de agua, 'Ep "\

14

12

Déficit hídrico ,D



Período de déficit

6

e

;;



" u

4

2

·"- --'-·- ....L M A F

M

j___J_ Mese5

A

s

o

N

D

Presupuesto del agua en el suelo simplificado, típico de un clima húmedo de latitudes medias.

FIGURA 10.10.

176

:

1 1 1 1 (E) 1 1 1 1 1

(R)

'---------------- ------------- /

sentado en la figura 1 0 .9. La lluvia y la nieve que caen son interceptadas por la cobertura foliar y los tallos, almace­ nándose en ellos provisionalmente; éstas pueden perder­ se por evaporación (cambio de estado) o pueden gotear y de esta manera fluir hacia la superficie terrestre. Parte del agua temporalmente almacenada en superficies de reten· ción, depresiones sobre la superficie del suelo, puede abandonar el sistema por evaporación, o por escorrentía. A través de la infiltración, el agua se deposita en la zona del agua de infiltración y, volvemos de nuevo, puede abandonarla por evaporación, dejando el sistema. El transporte del agua mediante las raíces de las plantas, es otra forma mediante la cual se reduce la cantidad de agua almacenada. La transpiración dispone de este agua en estado de vapor. Los excedentes hídricos del suelo pue­ den infiltrarse más hacia el interior a través de la zona intermedia, penetrando en la zona del agua de saturación mediante la cual abandona el sistema a través del flujo de agua que se establece en ella. Sencillo presupuesto del agua en el suelo

"'

" "

Transpiración Ai-A.,

I (R) 1 1 1 1 1 (E) 1 1 1

En la figura 1 0 . 1 0 se expone un sencillo cálculo del presupuesto del agua en el suelo para un período de un año. Consiste en una sencilla gráfica en donde los valores medios mensuales están trazados con puntos, unidos por una suave línea. En el ejemplo, la precipitación ( P) es muy similar durante todos los meses. del año, sin un marcado ciclo anual. Por el contrario, las necesidades hídricas ( Ep) muestran un notable ciclo estacional: valo­ res bajos durante el invierno y máximos en verano. Este modelo correspondería a los climas húmedos de latitu­ des medias. A principios de año existe un gran excedente de agua (R) dispuesto como escorrentía. En mayo, las condicio­ nes varían pasando a un déficit hídrico. Es durante este mes cuando las plantas comienzan a retirar el agua alma­ cenada en el suelo. La substracción de agua (-G) está representada por la diferencia entre la curva del agua utilizada y la curva de la precipitación (-G resulta de la

Balance búirlco del suelo

Tabla 1 0.1 .

Ejemplo simplificado de un presupuesto de agua del suelo

+G

P- Er

Ecuación

-3,0 -4, 5 -4,0 -2, 5 -0,5

+2,5 +6,0 +6,0

=

+14,5

- 1 4 ,5

operación Er-P, cuando Er es mayor que P) . En la medi­ da en que continúa la extracción de agua, las plantas reducen la cantidad de líquido utilizado hasta un nivel situado por debajo de sus necesidades óptimas; por ello, sin irrigación, la curva del agua utilizada se separa com­ pletamente de la del agua necesitada. La substracción de agua continúa a lo largo del verano finalizando a media­ dos de septiembre. El área de la gráfica rotulada con "déficit hídrico"(D) representa la cantidad total de agua necesitada por irrigación para asegurar el máximo creci­ miento durante el período de escasez. Se calcula por la diferencia entre Er y Ep (D Ep - Er). Durante el mes de octubre, la precipitación excede de nuevo al agua necesitada (Ep) pero el suelo debe, antes que nada, absorber una cantidad igual a la perdida por descarga, realizada durante la época estival (-G), de este modo obtenemos un período de recarga de agua (+G) proceso que finaliza a mediados de noviembre. En di=

cm

---·-------

12

Excedente (R)

11

10

·-· · ·--·----- -cm r.-.

9

-) \

Recarga (+G)

Deficiencia de agua (D)

Ep

+ 3,0 + 10 5

1 ,0 2,0 3,5 6,0 8,5 9,5 9,0 7,0 4 ,5 3,0 1,5 1,5

+ 33,0

57,0

(Ep - Er) - D

0,0 0,0 0,0 0,0 1 ,5 3,5 4,0 2,5 0,0 0,0 0,0 00 1 1 ,5

ciembre el suelo ha alcanzado su máxima capacidad (30 cm) de modo que conseguimos de nuevo un excedente hídrico (R) que se prolongará a lo largo del invierno. Thomthwaite se preocupó de los problemas prácticos de la irrigación en los cultivos, desarrollando unos cálcu­ los del presupuesto hídrico del suelo y poder así situar la irrigación sobre una base precisa y correcta. El método que adoptó fue aplicado tardíamente por los edafólogos del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos (U.S Department of Agriculture) en la identificación de diferentes tipos de suelos asociados con los presupuestos hídricos necesarios. El agua requerida (Ep) es una canti· dad difícil de cuantificar y para ello se han desarrollado diferentes métodos para determinar su verdadero valor. En un mundo acuciado por una severa y prolongada escasez alimentaria, los conceptos de Thomthwaite y sus cálculos resultan de un elevado valor a fin de tasar los beneficios que se pueden obtener a través de un incre· mento en la irrigación. Solamente en unas pequeñas áreas de las zonas tropicales y de las latitudes medias existe una precipitación suficiente para cubrir las necesi­ dades hídricas durante la estación de crecimiento. Al contrario, la zona ecuatorial tiene un vasto excedente hídrico a lo largo de todo el año. Cálculo de un sencillo presupuesto hídrico del suelo

8

76

o

+R

+ 10,0 + 7,0 + 2,5

1 1 ,0 = 1 , 0 9,0 =2,0 6,0=3,5 3 ,0=6,0 2,5 = 7,0 2,0=6,0 2,5 = 5 ,0 4 , 0=4,5 7,0 4,5 9,0 =3 ,0 10,5 = 1 ,5 1 2,0=1 5 78,5 =4 5 , 5 78,5 =78,5

Enero Febrero Marzo Abril Mayo Junio Julio Agosto Septiembre Octubre Noviembre Diciembre Totales

E

F

M

A

M

J

J

A

s

o

N

D

Modelo de balance de agua en el suelo. Las barras están correctamente proporcionadas a las cifras de la tabla 10 . 1 .

FIGURA 10 . 1 1 .

Cálculo d4! un sencillo presupm!sto bídrlco t/4!1 sm!lo

La tabla 10 . 1 ofrece unos datos simplificados de un ejem­ plo hipotético para un presupuesto hídrico del suelo. Las columnas están ordenadas de manera que los términos que aparecen sigan la misma secuencia que en la ecua­ ción del balance hídrico. Los valores están redondeados a múltiplos de 0,5 cm para facilitar la adición y substrae· ción. La figura 1 0 . 1 1 muestra los mismos datos, pero trazados en una gráfica. Mediante unas sencillas matemáticas hemos calculado el presupuesto hídrico para cada mes individualmente y para el año en su conjunto. Calculadas de forma separada, a la derecha de la tabla encontraremos las diferencias mensuales entre Ep y Er, del que resulta un déficit hídri· co (D) de 11,5 cm para el año que es la cantidad de agua que habríamos de suministrar por irrigación en promedio durante este tiempo, a fin de mantener completamente el valor de Ep. La importancia del cálculo del presupuesto hídrico en la estimación de las necesidades para irriga·

177

D O

O

Ar..• de crandes cordlllera1

2000

1000

3000 Kilómetros

1000 millas por la

Proyección Homotosenoidal de Goode, Goode Base Map. Copyright

Univ. de Chicago, Utilizada bajo permiso

del Dep. de Geog.

Mapamundi de los requerimientos hídricos anuales (evapotranspiración potencial ) . (Datos de C.W. Thornthwaite Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.]. Basado en el mapa base de Goode.) FIGURA 1 0 . 1 2.

25

cm

1. Ecuatorial lluvioso

20

V\/

10

Total 160 cm (63 pulg)

5

Libreville, Rep. de Gabón Oº

OEFMAMJJASOND

25

cm

10. Continental

20

húmedo Pittsburgh 40%ºN

15 10 5

desértico

/:\_i (58)

Belize 17%ºN

9

pulg

7. Mediterráneo

4 Tropical

vientos alisios en el litoral

15

o

2. Monzónico y de

8

7

Los Angeles 34ºN

6

5

·4

'

3

2

J E FMAMJJASOND 8.

o .

Marítimo de costa oeste

Prince Rupert, B.C. 54ºN

9

pulg

11. Bosques boreales ' Ft. George, Oue. 54ºN

8 7

Resolute, N.W.T 75ºN

6

A: . A. . . .A

5

4 3

¡

EFMAMJJASOND •

EFMAMJJASON D '

EFMAMJJASOND

EF MAM JJAS OND ..

. .. '

' '

2

l

o

Algunos ciclos de "requerimientos de agua"anuales (evapotranspiración potencial) de una amplia diversidad de zonas latitudinales (Fuente: C .W. Thornthwaite Asociados) .

FIGURA 1 0 . 1 3.

178

Balance bídrico del suelo

!·-

r·-1ª·! Prince Rupert,

¡.,...,.--.--¡� 4d.

Belize

1.

17\12ºN

¡ ¡. ' 1

. !

l

1

1 1

' '¡ · .LL.L.1

r1 ¡.....

Total: 160 cm (63 pulg) Librevillo,

l _::_�:�.:, 1

_,li

1

--� l

Localización de cada una de las estaciones de la figura 1 0 . 1 3 . ( Basado en el mapa base de Goode. ) FIGURA 1 0.1 4.

ción d e cultivos resulta obvia. También hemos calculado el excedente anual (R 33 cm) . Esta información puede ser utilizada para realizar estimaciones de la recarga del agua de saturación y la escorrentía de las corrientes. De esta forma puede hacerse una valoración de Jos recursos potenciales de agua de una región, una variable muy importante en la planificación del desarrollo económico y utilización de los recursos regionales .

La figura 1 0.12 es un mapamundi correspondiente a los valores medios mensuales de los requerimientos hídricos ( Ep, evapotranspiración potencial) calculados mediante el método de Thornthwaite. Las isopletas se expresan en centímetros por año y generalizan mucho, además de que están suprimidas las zonas montañosas. Lo que realmente hay que tener en cuenta es el modelo general de dismi· nución, a medida que nos aproximamos a los polos, de Fp, desde unos elevados promedios en las zonas ecuato· riales y tropicales a valores muy bajos en la zona ártica. IJn segundo hecho importante de destacar lo constituye el efecto de los desiertos, que producen valores anormal­ mente altos en comparación con las áreas de clima húme­ do cuyas temperaturas son moderadas debido a la exis­ tencia de una cobertura vegetal y por la precipitación. Las figuras 10. 1 3 y 10.14 ilustran el efecto de la latitud

en el ciclo anual de las necesidades de agua. Tanto el ciclo térmico como el de insolación quedan reflejados en ellos. Cada gráfica ha sido denominada según el clima, de acuerdo con Ja clasificación expuesta en el capítulo 9. En el clima lluvioso ecuatorial (1), los requerimientos hídricos son elevados a lo largo del año con un total superior a 150 cm. Para Jos climas monzónico y de vien­ tos alisios en el litoral (2), en Ja zona tropical, existe un pronunciado ciclo anual pero también con unas elevadas necesidades de agua: casi 1 50 cm. En el clima desértico tropical (4d) el ciclo está muy desarrollado y el total de necesidades asciende hasta los 1 27 cm. En latitudes me­ dias, en Ja costa oeste, el clima mediterráneo presenta un ciclo muy bien desarrollado, si bien los valores mensua­ les de exigencias hídricas todavía permanecen elevados a lo largo de los suaves inviernos. En el clima húmedo continental (10) los meses de invierno no presentan requerimientos de agua, pero en verano poseen un eleva­ do máximo, con un valor de 75 cm. En el clima marítimo de costa oeste (8) a pesar de estar vinculado al océano Pacífico tiene unas necesidades de agua sustanciales du­ rante el invierno debido a Ja suavidad de sus temperatu­ ras. Mucho más hacia el norte, en los climas forestales boreales ( 1 1 ) el número de meses con nulos requeri­ mientos de agua es de 6, y el valor anual disminuye hasta tan sólo 40 cm. Al norte del Círculo Polar Ártico el clima de tundra ( 1 2 ) muestra nueve meses consecutivos de invierno sin necesidades de agua y con, solamente, un

Variación de los requerimientos hídricos a nivel terrestre

179

=

Variación de los requerimientos bídricos a nivel terrestre

pequeño máximo estival. La necesidad total de agua es la menor de todos los ejemplos: 20 cm. Los detalles en estos ejemplos no son importantes; tenemos que observar las tendencias que presentan. E l total d e exigencias hídricas anuales disminuye desde un máximo valor en la zona ecuatorial, hasta un mínimo en el Ártico. Al mismo tiempo, el ciclo anual deviene más marcado a medida que nos acercamos al Polo; en cuanto el frío del invierno realiza sus efectos más pronunciados, el número de meses sin necesidades de agua se incre­ menta. Naturalmente, cuando el agua del suelo está hela· da, el crecimiento de las plantas es nulo, de esta forma se puede observar que la estación de crecimiento vegetal se halla bien reflejada en las gráficas de requerimiento hí­ drico. También cabe observar que las necesidades de agua persisten, durante el invierno, en las franjas costeras occidentales (litorales) en contraste con las regiones del interior. El balance bídrico del suelo: base de una clasificación climática El balance hídrico del suelo de C .W. Thornthwaite es un método preciso y cuantitativo en cuanto a la utilización de datos de observatorio, de medias mensuales de preci­ pitación y temperatura, que sirven para obtener los re­ querimientos de agua. El balance hídrico del suelo nos ofrece la oportunidad de iniciar una clasificación climáti­ ca cuantitativa. La clasificación climática de Kóppen, tal como ya detallamos, ha tenido una gran aceptación y estimación, desde hace bastantes décadas, por los geó­ grafos, puesto que utiliza definiciones cuantitativas preci­ sas de los diferentes tipos climáticos, basadas en los promedios de temperaturas y precipitación. Pero ante ésta, una clasificación climática basada en el balance hídrico presenta ciertas ventajas. En primer lugar, el mé­ todo de Thornthwaite da una información directa de la valoración de las condiciones favorables o desfavorables para el crecimiento de las plantas -tanto si son vegeta­ ción natural o si son cultivos-. En segundo lugar el balance hídrico del suelo ha sido recientemente adopta­ do por los edafólogos en un sistema moderno de clasifi­ cación del suelo, el cual se presentará en los capítulos 22 y 23. De este modo, un balance hídrico cuantitativo para la climatología, es una necesidad. El sistema de Kóppen no puede suplir esta necesidad, de forma que no puede ser utilizado en el sistema completo de clasificación de los suelos de E E . U U . Ofrecemos aquí una clasificación climática basada en el reconocimiento de diferentes regímenes hídricos en los suelos. Todo lo que se requiere para su estableci­ miento es una gama de definiciones. La clasificación conserva las trece clases de climas reconocidos en el t apítulo anterior, basadas en regiones manantiales de masas de aire y zonas frontales. Los nombres de los trece tipos continúan siendo válidos y tan sólo se ha cambiado el esquema de referencia. El nuevo armazón de referen­ cia, de características cuantitativas, simplemente refuerza el marco descriptivo y explicativo ya establecido. Fuente de datos Una clasificación climática basada en el balance del agua en el suelo requiere de una amplia base de datos de observatorio, recogidos de forma continua y durante lar-

180

gos períodos de tiempo. Estos datos son los referentes a las temperaturas y precipitaciones medias mensuales. No­ sotros haremos uso de la información publicada sobre balance hídrico en los diferentes continentes, preparada por el Laboratorio de Climatología de Centerton (Nueva Jersey) que estaba antiguamente regido por el Dr. Thornthwaite. Sobre un período de trece años, el perso­ nal de dicho laboratorio realizó un cómputo del balance hídrico de más de 13 .000 estaciones. La información de observatorios representativos ha sido publicada en una serie de 8 volúmenes que cubre todas las áreas terrestres del mundo habitado. Esta información fue utilizada en la confección de los mapamundis climáticos de la Lámina C 2 . Los datos de Thornthwaite han sido utilizados por el Servicio de Conservación del Suelo del Departamento de Agricultura de los E E . U U . , como base para un reconoci­ miento de los distintos regímenes hídricos asociados con la mayor parte de los tipos de suelos (capítulos 22 y 23) .

Las necesidades de agua como un indicador del calor disponible Nuestros tres grandes grupos climáticos -I bajas latitudes, II latitudes medias y I I I altas latitudes- pueden configu­ rarse como una base cuantitativa utilizando el concepto de requerimiento hídrico total anual, Ep. De forma gene­ ral, el valor que tiene Ep se va matizando desde unas altas tasas, en las bajas latitudes, hasta unos mínimos en las zonas árticas. Esta gradación refleja la disminución de la radiación anual neta y de las temperaturas medias anua­ les, a medida que nos aproximamos a los polos. Los climas de bajas latitudes, Grupo I, corresponden a aquellos climas con un total anual de Ep mayor de 130 cm. Este criterio se aplica rigurosamente a los climas secos tropicales (4) y a los climas tropicales secos y húmedos (3) ; pero Ep puede ser algo inferior (mínimo 110 cm) en alguna parte del clima ecuatorial lluvioso ( 1 ) , así como en el monzónico y de vientos alisios en el litoral (2) . E n nuestro mapamundi climático, Lámina C 2 , los límites hacia e l polo d e los climas 3 y 4 están basados en la isopleta de 130 cm de Ep. Ello es particularmente importante en el momento de poder discernir el clima seco tropical (4) del clima seco subtropical (5) del norte de África, Norteamérica, Australia, Sudamérica y Sudáfrica. Los climas de latitudes medias, Grupo I I , son aquellos que presentan una evapotranspiración total anual que oscila entre 130 cm y un valor mínimo de 52,5 cm. De esta manera, el límite septentrional de los climas de este grupo sigue la isopleta 52,5 cm de Ep. Esto lo hallamos tanto en Norteamérica como en Eurasia separando el clima húmedo continental (10) del clima de bosques boreales; más hacia el sur hallaríamos bosques de hoja caduca y las praderas de los climas más cálidos. Los climas de altas latitudes, Grupo I I I , presentan un total de necesidades hídricas anuales, Ep, menor de 52,5 cm. Este valor incluye el clima de bosques boreales ( 1 1) , e l clima de tundra (12) y el clima de casquete glacial ( 1 3) . De este modo, el límite entre el primero y el segundo (11 y 12) corresponde a la isopleta 35 cm. Es la línea que marca el límite septentrional de los bosques boreales en Norteamérica y Eurasia. La figura 1 0 .15 es un esquema en donde se indican los límites de los tres grandes grupos climáticos en términos de necesidades de agua anual, Ep. La componente hori-

Balance bídrlco del suelo

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Climas secos

Climas húmedos Total anual -

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Grupo 11 Climas de latitudes medias

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zontal, abscisas, expresa la disponibilidad de calor por parte de las plantas en la biosfera. El segundo ingredien­ te climático, disponibilidad de agua en el suelo, está expresado mediante columnas verticales y corresponde a los conceptos de escasez de agua, déficit ( D ) , reserva de agua (S), y excedentes hídricos (R) . Volveremos próxi­ mamente a las definiciones de tipos climáticos en térmi­ nos de disponibilidad de agua en el suelo.

}

Grupo 111 Climas de altas latitudes

Grupo 1 Climas de bajas latitudes

Diagrama esquemático de los climas del mundo en función de las necesidades hídricas, y el grado de humedad y sequedad.

FIGURA 1 0.1 5.

Los límites entre cada uno de los tres subtipos están definidos en el mapa climático mundial, Lámina C . 2 , de acuerdo con estas definiciones. Las áreas que entran en cada subtipo están designadas por un color diferente que varía desde el marrón claro al amarillo pálido. Dentro de la categoría de los climas secos entran tres tipos, que están representados en el mapa con los números 4, 5 y 9.

Definición de climas secos y húmedos Un paso esencial, en cuanto a nomenclatura, a establecer en una clasificación climática basada en el balance hídri­ co consiste en la distinción precisa entre un clima seco y otro húmedo. Un clima seco es aquel en el que la escasez de agua total anual, D, es de 1 5 cm o mayor, al mismo tiempo que no existen excedentes del elemento líquido. Un clima húmedo es aquel en el que el déficit total anual de agua, D, es menor de 15 cm. (No es necesario que existan excedentes de agua en este tipo de climas.) Am­ bas definiciones nos permiten trazar los límites entre ambos climas pudiendo observar, luego, que la isopleta 15 cm, D, coincide en las latitudes medias con los límites entre la estepa (praderas de hierba baja) y las praderas de hierbas altas.

Dentro de los climas secos podemos definir con clarivi­ dencia tres grados de sequedad (aridez) según los valo­ res mensuales de aprovisionamiento de agua. Recorde­ mos que el sistema de Thornthwaite de cálculo del presupuesto de agua, adopta un valor específico de capa­ cidad de retención (30 cm) . Los valores de las reservas de agua (S) pueden oscilar, entonces, emre los O y los 30 cm. Los valores de S son nulos, o próximos a cero, a lo largo del año en lugares de desiertos muy secos. En climas muy húmedos, S suele tener un valor de 30 cm o próximo a él, todos los meses del año. La tabla 1 0 . 2 define los tres niveles de aridez entre los climas secos que forman los tres subtipos climáticos ex­ plicados en el capítulo 9.

Tabla 1 0.2.

Símbolo

Definición de los subtipos climáticos Nombre

s

Subtipo semiárido (Subtipo de estepa)

sd

Subtipo semidesértico

d

Subtipo desértico

sh

Subtipo subhúmedo

h

Subtipo húmedo

p

Subtipo perhúmedo

Definición La reserva de agua, S, es por lo menos, equivalente o supera los 6 cm Menos de dos meses superan los 6 cm de reservas de agua, pero al menos un mes, S es mayor de 2 cm No tenemos ningún mes que S supere los 2 cm La deficiencia de agua, D, es mayor que cero, pero menor de 15 cm, cuando no existe excedente de agua, R. O dicho de . otra forma, D es mayor q u e R , cuando R n o e s cero R es 1 mm o mayor, pero menor de 60 cm ( R es siempre mayor que D) R es mayor o igual a 60 cm

·

Subdivisiones de los climas húmedos

Subdivisiones de los climas húmedos E l grado de humedad de estos climas puede extenderse en una amplia gama de posibilidades, desde los climas sin excedente hídrico, R, hasta los que presentan un gran exceso. Nuestro sistema utiliza tres niveles de humedad

181

basados en el excedente hídrico total a lo largo del año, R , y que están claramente definidos por los tres subtipos climáticos ya descritos en el capítu lo 9. Las características de cada uno de ellos están indicadas en la tabla 1 0 . 2 . Los límites d e separación d e cada u n o d e Jos tres subtipos se muestran en el mapa climático de Ja Lámina C.2, mediante Ja asignación de una diferente intensidad en el color, que oscila entre el claro y el oscuro. Obser­ vad que estos subtipos están reconocidos solamente para los climas húmedos de latitudes medias y altas latitudes. El diagrama de Ja figura 1 O . 1 5 muestra Jos subtipos climáticos de los climas secos y húmedos ordenados desde el que presenta un mayor déficit de agua (izquier­ da) hasta el que tiene mayor excedente de este elemento (derecha).

Climas con estaciones muy húmedas Dos de los trece tipos climáticos no pueden incluirse dentro de las definiciones que hemos ofrecido de hume· dad o sequedad. Sin embargo, ambos poseen unos perío­ dos estacionales muy húmedos que alternan con otros muy secos cuyo resultado es, o bien, unos sustanciosos excedentes de agua, R , o al revés, unas enormes deficien­ cias en cuanto a este fluido, D. En el grupo de las bajas latitudes, el clima tropical seco y húmedo (3), tiene un D mayor de 20 cm y un R mayor de 10 cm. Dentro del subtipo húmedo, el clima mediterráneo (7) presenta un D y un R que excede en ambos casos Jos 1 5 cm. En e l diagrama d e J a figura 1 0 . 1 5, estos dos climas secos y húmedos (3 y 7) alternan entre los dos extremos, secos y húmedos.

CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA A PARTIR DE LOS PRESUPUESTOS HÍDRICOS* DEL SUELO GRUPO 1: CLIMAS DE BAJAS LATITUDES

l. Clima ecuatorial lluvioso

' ··1

Este clima cálido y húmedo se ubica en la zona ecuatorial . La precipitación, P, es muy elevada a lo largo del año, excedien· do, en casi todos los meses, las necesidades hídricas, Ep. E l 35 \Promedio :27 º C (80,5 º F) ºC f'\mplitud : 1,4 Cº (2,5 FºJ 30 . . . -25 40

20 · 15 ·-·-·· ·····L.- .. E F M A-M •. 35 -- •. - �· ·

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A M J J A S O N D FIGURA 10. 16. Presupuesto hídrico del suelo para Singapur, Península Malaya, lat. 1° 30' N. (Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J.)

182

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3

2

resultado de ello es un sustancioso excedente, período anual. La reserva, S, suele ser elevada en to y generalmente sobrepasa los 25 cm en diez Para muchos observatorios, S tiene un promedio largo del año.

R , durante el todo momen­ meses o más. de 30 cm a Jo

Ejemplo: Singapur ( Península Malaya ) , lat. l º 30' N (figura 1 0 . 1 6 ) . La precipitación, P, es abundante cada mes, siendo la menor cantidad recogida de 15 cm, y la mayor 29 cm. E l total anual registrado es, por ende, muy elevado: 240 cm. En lo que hace referencia a Ep, presenta unos valores mensuales eleva­ dos pero uniformes, calcu lándose valores que oscilan entre 1 3 y 1 5 c m . El total anual d e evapotranspiración potencial e s muy elevado: 1 72 cm. P es mayor que Ep en casi todos los meses, pues julio escapa a la regla. De este modo tenemos 1 1 meses con excedente hídrico, R, con un total anual de 70 cm. No hay escasez o déficit, D, en ningún mes; más aún, las reserva·s ·de agua están en óptimas condiciones, 30 cm, cada mes. Resulta obvio que se den buenas condiciones para el crecimiento de las plantas a lo largo del año en esta localidad. La pluviisi lva es la vegetación natural de estas regiones. El flujo de los lechos de los ríos es abundante durante el período anual. 2. Climas monzónicos y de vientos alisios en el lito..ral

Son climas cálidos y muy húmedos pero que presentan su máxima pluviosidad durante una estación (generalmente cuando el sol está en su posición más elevada) , y un corto período de reducida precipitación (cuando el sol está bajo ) . Este ciclo está representado por e l sistema monzónico del sudeste de Asia. Durante la corta estación seca se desarrolla un pequeño déficit hídrico, D . Las necesidades de agua, Ep, exceden los 4 cm cada mes, o lo que es igual, el total anual de este concepto supera los 1 3 0 cm. Durante los meses lluviosos se genera un amplio excedente hídrico, R. La reserva de agua, S, es mayor de 20 cm en 6 o 9 meses consecutivos. Ejemplo: Aparri (isla de Luzón, en el archipiélago de las Filipinas ) , lat. 1 8º N (figura 1 0 . 1 7 ) . Esta estación litoral afecta­ da por los vientos alisios muestra un importante ciclo de precipitación anual, con un máximo que se presenta en el período en el que el sol está en su cenit y que constituye Ja estación húmeda de este clima. P es mayor de 25 cm durante • Las definiciones

y

límites climáticos están resumidos en el Apéndice l .

Balance bídrico del suelo

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Clima monÍÓnico y .de vientos . alisios en el litoral Aparri, l . Luzón, F 18Y,ºN, 12 1Y,ºE

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Promedio 26,5º C (79,5º F) Amplitud 14,7 Cº (26,5 Fº)

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15 10

E F M A M 40 r¡ ¡-¡ ' Totales anuales 134 p Ep 152 35 Er 109 43 D cm 25 R

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30

100 - 90 ºF -- 80

Clima tropical seco y húmedo

25 . 20



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70 " 60 s

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N

15 Raipur, India 2 1 ºN, 82ºE

14 pulg 13 12

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3

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Presupuesto del agua del suelo para Iparri, isla de Luzón, Archipiélago de las Filipinas, lat. 18º N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) .

10

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N

D

·o

Presupuesto hídrico para Raypur, Madhya Pradesh ( India), lat. 21° N. (Datos procedentes de X.W. Thorntwaite y Asociados Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J . )

FIGURA 10.17.

FIGURA 10. 1 8.

tres meses consecutivos. E n e l período q u e el s o l está bajo, cuando el ZCIT se halla en el hemisferio Sur, se desarrolla un período con menor pluviosidad, P es en este período menor de 1 0 cm durante tres meses consecutivos. El ciclo anual en cuanto exigencias de agua, Ep, es muy pronunciado, con unos máximos valores que se presentan entre mayo y agosto, perío· do sin un máximo de precipitación, y que desarrollará en consecuencia un corto tiempo con déficit de agua que sucede­ rá en mayo, junio y julio. Cuando P supera Ep se inicia u n período d e recarga q u e durará hasta septiembre, momento que volvemos a encontrar un excedente. El total de R es muy elevado : 85 cm. La reserva hídrica, S , es de 30 cm en seis meses consecutivos (de septiembre a febrero) . Los menores valores mensuales de S, cerca de 16 cm, los hallamos en mayo y junio, es decir, el breve momento con escasez de agua. De este modo, a pesar de una corta estación seca, el agua es suficiente para mantener el crecimiento de la vegetación. La selva progresa en este ambiente y los cursos de agua adquie­ ren caudales de inundación en l a estación húmeda, mientras que en la estación seca disminuyen enormemente.

estac10n m u y seca. L a estación húmeda, o monzón d e las lluvias, sucede en el período que el sol está en lo alto; el período de sequedad ocurre cuando el sol está bajo. Las necesidades hídricas, Ep, exceden los 4 cm cada mes, lo que resulta un total anual de 1 30 cm. Existe un importante exce­ dente de agua, R, que se da durante la estación lluviosa; del mismo modo, tenemos una importante escasez de agua, D, durante la estación seca. R es 10 cm o mayor; D es 20 cm o más. La reserva de agua supera los 20 cm en cinco meses o me­ nos.

3. Clima tropical seco y húmedo

Este clima de la zona ecuatorial está caracterizado por l a existencia d e u n a estación muy húmeda q u e alterna c o n u n a

Climas con estaciones muy húmedas

Ejemplo: Raipur, Madhya Pradesh ( I ndia), lat. 2 1 º N (figura 1 0 . 1 8) . Dominada por el sistema monzónico asiático, Raipur muestra una estación muy húmeda cuando el sol llega a su cenit, con un va'!or P superior a 20 cm en cuatro meses consecutivos (de junio a septiembre) que suman todos ellos juntos 1 1 7 cm, es decir, un 87 % de la lluvia total anual. Durante la larga y fría estación seca, que dura siete meses seguidos, P es menor de 3 cm; el ciclo anual de requerimien­ tos hídricos, Ep, está fuertemente desarrollado, con un total anual muy elevado ( 1 52 cm) . Debido a que estos valores de Ep, en el mismo instante que P también es bajo (en marzo, abril y mayo) se acumula un gran déficit hídrico D (43 cm) . Este período de escasez coincide además con la estación calurosa. La recarga, + G, se l leva a cabo en junio y julio de

183

forma que en agosto contamos ya con un excedente de agua, R. Sin embargo, R en su total anual sólo suma 25 cm, un valor que es la mitad del valor D. Esta proporción entre D y R (cerca de 2 a 1 ) es normal en este tipo de clima. La reserva de agua, S, es mayor de 20 cm durante cinco meses consecutivos (de julio a noviembre) consiguiendo 30 cm (capacidad de campo) en agosto y septiembre. E l período con valores elevados de S es la estación con mayor crecimiento de la vegetación. El largo período de sequía obliga a la vegetación a adaptarse a niveles de agua muy bajos en el suelo. Las hierbas, árboles de hoja caduca y ciertos arbustos pueden sobrevivir a las condiciones extremas de este clima. El flujo de los cursos fluviales es importante �urante la estación húmeda, con ca�os de inunda· ciones o de grandes avenidas, pero durante la estación seca las corrientes pueden llegar a secarse o reducir en gran medida su caudal.

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4. Clima seco tropical

Ejemplo: Khartoum (Sudán), lat. 1 5' 30' N (figura 1 0 . 19) . Khartoum está situada en el corazón de una inmensa área de clima desértico tropical (4d) que se extiende por el norte 40

35 ·e 30

100

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90 ºF 80

Promedio 29,5ºC (85ºF) Amplitud !O Cº (18Fº)

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Clima tropical seco, desértico (4d) Khartoum, Sudan 15)SºN, 33)SºE

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Precipitación, P y uso real de agua, Er

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M

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S

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N

D

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Presupuesto hídrico para Khartoum (Sudán) lat. 15' 30' N . ( Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .J . ) . FIGURA 10. 1 9.

184

70 60

-6

Es un clima seLo que térmicamente oscila entre cálido y caluroso, y que se halla ampliamente extendido en la zona tropical . Las extensas áreas de verdadero desierto (4d) locali­ zados sobre los trópicos de Cáncer y de Capricornio están bordeadas en el costado ecuatorial por unas estrechas fajas paralelas de los subtipos climáticos semi desértico ( 4sd) y semiárido (estepa, 4s) . Los requerimientos hídricos anuales, Ep, superan los 1 3 0 cm, o bien, todos los meses superan los 4 cm, o ambas cosas a la vez. Extensas zonas del norte de África, entre las latitudes 10 y 20' N, tienen un total de Ep que se sitúa entre 160 y 1 80 cm, con valores mensuales a lo largo del año superiores a 10 cm. Se reconoce un subtipo desértico especial (4dw) sobre una estrecha faja de las costas occidenta­ les que tienen influencia de una capa de aire fresca marina.

20 15

100 ºF 90

Clir:na tropical se�o. ¡ semiárido (4s) Fort Lamy, Chad 12° N, 15 ºE

-5 4

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D

Presupuesto hídrico para Fon Lamy (Chad) lat. 1 2' N. (Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 1 0.20.

de África y la Península Arábiga. El total anual de necesidades de agua, Ep, es muy elevado situándose en los 1 83 cm, al mismo tiempo que presenta un ciclo muy desarrollado, con unos valores mensuales que superan los 7 cm. Los meses que superan los 15 cm de este concepto son siete, todos ellos consecutivos, que coinciden con el período con temperaturas más elevadas. La precipitación P, muestra un claro máximo en julio y agosto con más de 6 cm para cada uno de ellos. Sin embargo, el total anual de P es de tan sólo 1 8 cm. Obsérvese que el agua utilizada, Er, es idéntica a P en cada mes. También cada mes muestra un sustancioso valor de déficit hídrico, D . El total anual de D es muy e levado: 165 cm. La reserva de agua, S, es cero a lo largo del año. Pocas plantas pueden sobrevivir a estas extremas condiciones de sequedad y calor, a excepción de aquellas que están adaptadas para aprovechar, a partir de las l l uvias de julio y agosto, el agua de las capas superiores escasamente humedecidas. Ejemplo: Fort Lamy ( C had), lat. 1 2º N (figura 1 0 .20) . Fort Lamy se sitúa en una estrecha franja de estepa tropical (4s), subtipo climático que atraviesa el norte de África de oeste a este; yace en Ja zona inmediatamente próxima al cinturón de clima tropical seco y húmedo ( 3 ) . El total de precipitación anual, P, es de 62 cm que se recoge, J a mayor parte, en la corta estación lluviosa que tiene su máximo en agosto y cuya media mensual es de 25 cm. El total de requerimientos de agua es muy elevado ( 1 75 cm) y muestra u n ciclo anual similar a l de Khartoum, con una clara disminución en e l mes de agosto que coincide con e l breve período de lluvias. Debido a que duran­ te el citado mes " P" supera a "Ep" con un margen bastante considerable, se recarga el agua del suelo, + G, que alcanza durante este mes una proporción de 1 1 cm, aproximadamente. El resto del año se observa una pequeña extracción mensual

Balance búlrlco del suelo

40 ºC 35 ;Promedio22º C (72º F) 30

100 ºF 90

: Amplitud 22 C' (40 F')

25

80

20

70 60

15 10 ' 5

o

25 cm

E

F

Clima seco subtropical, desértico (5d) Parker, Ariz. 34º N, 1 14º W

M

A

M

S (cm) 1,8 1,8 1,6

1,3

o,9

A

S

O

0,2

0,1

o.o

50 40 N

D pulg

o,5

o,3

o,o o,6

Totales anuales p 13 Ep 1 14 Er 13 D 101 R O

20

15

9 8 7

6. Clima subtropical húmedo

5

C l ima húmedo caracterizado por un moderado excedente hí­ drico, R, y u n pequeño déficit estacional , D . E l ciclo anual de E p es marcadamente estacional con valores netos bajos en invierno. Ep es i nferior a 4 cm en, al menos, un mes y en todos los meses tiene un valor de por lo menos 0,8 cm. De esta forma en el mes más frío la media térmica no está por debajo de los O' C. En el subtipo subhúmedo (6sh) D es mayor que cero pero menor de 15 cm cuando R es cero. Digámoslo de otra manera, D es mayor que R , cuando R no es cero. En el subtipo húmedo (6h ) , R es mayor que cero, pero no superior a 60 cm, siempre que R es mayor que D. En el subtipo perhúme­ do (6p ) , R es mayor de 60 cm.

f- 6

Necesidades d e agua Ep

4

10

3 2 E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

o

Presupuesto hídrico del suelo para Parker (Arizona) , lat. 34' N. ( Datos procedentes de C .W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 10.2 1 .

d e las reservas hídricas d e l suelo. E l déficit d e agua, D , es elevado en la mayoría de los meses con un importe total anual de 1 1 3 cm. No se crea u n excedente hídrico R. La reserva de agua, S, supera los 6 cm en dos meses seguidos (agosto y septiembre) . Este criterio establece este subtipo climático como semiárido o de estepa ( 4s) . E n las praderas de la sabana tropical, la vegetación natural de este clima puede sostener un pastoreo limitado y algún cultivo de cereal sin regadío. De año a año, las variaciones en cuanto a l a precipitación son grandes por lo que la ocupación humana es arriesgada.

GRUPO U: CLIMAS DE LATITUDES MEDIAS

5- Clima seco subtropical

Este clima corresponde a un tipo seco de transición entre el clima seco tropical ( 4 ) y el clima seco de latitudes medias (9) . Ocupa una franja geográfica intermedia entre ambos climas. Las necesidades de agua, Ep, del mes más fresco es m'enor de 4 cm, pero superior a 0,7 cm. E l total anual de este término es menor de 1 30 cm. Se reconocen dentro de este clima los subtipos semiárido (5s) , semidesértico (5sd) y desértico (5d ) . Ejemplo: Parker (Arizona) , lat. 34º N (figura 1 0 . 2 1 ) . Locali­ zado en el río Colorado, Parker se ubica en e l subtipo desérti­ co (5d) del clima seco subtropical. Existen ciertas diferencias características entre este clima y el desértico tropical ( 4d) i lustrado por la gráfica de Khartoum (figura 1 0 . 1 9) . E l total anual de necesidades de agua, Ep, es de 1 1 4 cm, mucho menor que en Khartoum y bastante por debajo del límite de 130 cm que separa ambos climas. E l ciclo anual de Ep está

Climas con estaciones muy húmedas

marcadamente desarrollado con un notable máximo estival. E n la estación fría, Ep disminuye mensualmente a sus valores mínimos ( 1 cm) sobre todo en diciembre y enero -mucho más bajos que en los climas secos tropicales-. La precipita­ ción, P, con u n total de 13 cm muestra dos máximos caracterís­ ticos: 1 ) máximo en la estación fría cuando las borrascas de latitudes medias atraviesan la región; y 2) un máximo estival, cuando las masas de aire marítimo tropical que penetran des­ de el Golfo de México, o el de California provocan tormentas. P supera a Ep por un pequeño margen en diciembre y enero, permitiendo que haya una pequeña cantidad de recarga ( +G) . Este agua es utilizada en poca cantidad mensual el resto del año. El déficit hídrico, D , es muy elevado, no permitiendo la existencia de excedente alguno, R . Tal como es menester en el subtipo desértico, la reserva de agua S no excede los 2 cm en cada mes.

Ejemplo: Bacon Rouge ( Louisiana) , lat. 30' N ( figura 10.2 2 ) . L a precipitación P e s copiosa en todos los meses, pero con un 35 ·e 30

' -

1

90 80

25 20

70

15

60

Prom edio Amp litud

1 0 . ·5 -'

º-

E F 25 ,- ¡ cm

1

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_.__ _ _

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30

30

ZO'C ( 67 5 ' F J 1 6 C ' (29 F'J

50

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22

20

20

26

30

40

pulg

S (cmJ 30

20 '

30

30

26

25

9 8

Totales anuales Clima subtropical húmedo, humedo (6h) p Ep E r o R

15 -

'F

143 106 104 2 39

30\;' N . 9 l ' W

7 6 5 4

10

o

N ecesidades d e agua

E

J_J

lp

__ -' -J___ __j___t_�F M A M J J A

_

S

O

N

-J

D

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-o

Presupuesto hídrico del suelo para Bacon Rouge (Louisiana) , lat. 30' 30' N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J.) . FIGURA 10.22.

185

mínimo a finales de verano y en otoño. Hay un pequeño max1mo de precipitación estival. De otra parte, los valores mensuales de P son muy uniformes, situándose en un valor de 12 cm; al mismo tiempo el total anual es e levado: 1 4 3 cm. E n cuanto a l a s necesidades d e agua, Ep, tenemos un fuerte ciclo, con meses de verano con valores que superan los 1 6 cm y valores de invierno situados en los 2 cm. Puesto que los meses invernales presentan temperaturas superiores al punto de con­ gelación, el crecimiento de las plantas, algunas, puede conti· nuar a lo largo del suave i nvierno con una activa transpiración. La extracción del agua almacenada ( -G) sucede en cuam ' meses de verano, pero el déficit, D, es pequeño para cada uno de ellos, con un total anual de 2 cm. E n contraste los excede1.­ tes hídricos, R , son elevados (39 cm) . De este modo e l clima de esta localidad se clasifica como de subtipo húmedo (6h ) . Los cursos d e agua son caudalosos y continuos a l o l argo del año. E l bosque constituye la formación natural de este tipo de climas.

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15

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10

cm

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-

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15

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E

Promedio l. d

F

M

A

M

1 7 º C \60º F) 8 C º ( l 5 Fº )

A

O

N

60

I__ 50

f

S

70

D

40

r�<� �� 7�i-:T:T�7�·r:-t��g1 1s

atales anuales

.....

P Eo

38 84 38 46

-6

Clima mediterráneo, semiárido Los Angeles, Cal>f. 34º N. l 18º W

-5

o

-4 3

7. Clima mediterráneo Clima de tipo subtropical distinguido por la alternancia ele unos veranos muy secos con unos i nviernos suaves y l l uviosos. Los requerimientos hídricos, Ep, es de 0,8 centímetros o más en cada mes, diferenciándolo entre el clima mediterráneo y otros más fríos (9 y 1 0 ) que lo bordean en su costado interior. El aspecto seco del clima de este tipo viene configurado por el déficit hídrico, D , siempre superior a 15 cm. Los excedentes de agua pueden llegar a ser nulos (en los subtipos semiárido y semidesértico ) . Un hecho típico de este clima es la gran oscilación en cuanto a reservas de agua, S. Para todos los subtipos, el índice' de reserva es del 75 % o más. Se recono­ cen los siguientes subtipos: 7 sd,

semidesértico:

7 s, semiárido (estepa ) : 7 sr, subhúmedo:

7 h,

húmedo:

La reserva de agua, S , excede los 6 cm en menos de dos meses; S " supera los 2 cm en, al menos, un mes. S es de 6 cm o más, en dos meses o más. El excedente hídrico, R, oscila entre O y 1 5 cm; de esta forma D es mayor que R . R supera los 1 5 cm.

Tanto los subtipos semidesértico (7sd) y semiárido (7s) son dos cli mas verdaderamente secos, no incluyéndose entre ellos el subtipo desértico. De los climas desérticos adyacentes que presentan una precipitación invernal, la máxima se halla en los climas secos subtropicales (5d) o el clima seco de latitudes medias (9d) . E l ciclo de precipitación mediterráneo se extiende entre los climas marítimos de costa oeste (8) , en los cuales D es siempre menor de 15 cm. y

• E l índice d e reserva, en tanto p o r ciento, se calcula a partir de J o s valores

máximos

siguiente manera:

mínimos mensuales de ax_ ; n_ _ _ X s_ m_ _ s_ m_

_ _ _

sm ax

reserva

hídrica de

Ja

100

es a partir de los valores mensuales de P y Er. Para julio (en el hemisferio Norte), y para enero (en el hemisferio Sur) la proporción

Un método alternativo para Ja identificación del clima mediterráneo

entre P

y

Er calculada en tanto por ciento, se realiza tal como a

continuación se indica:

P _ _ _ X _ Er

100

Las estaciones con valores por debajo del

40 %

corresponden a u n

clima mediterráneo. Para casi todas l a s estaciones, ambos métodos coinciden.

186

·-

�IGURA

N

D

1 o

1 0.2 3. Presupuesto hídrico del suelo para Los Angeles (California), lat. 34' N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N .].) .

Ejemplo: Los Ángeles (California) , lat. 34' N ( figura 1 0 . 2 3 ) . L a ciudad d e Los Ángeles s e halla situada en u n a región con un clima mediterráneo de subtipo semiárido (7s) , el cual domina toda la costa de California, desde Monterey hasta Oceanside. El ciclo de precipitación mediterránea, con su largo y seco verano, es un hecho que contrasta notablemente con el ciclo de las necesidades de agua anuales. Así el máximo estival de Ep coincide con la estación donde apenas hay precipitación, acentuándose enormemente el déficit hídrico, D. La substracción de agua almacenada, - G , comienza a principios de abril , bastante temprano y finaliza en diciembre. E l amplio déficit acumulado en este período suma una cantidad de 46 cr:: La recarga de agua, +G, comienza en diciembre y continúa a lo largo del invierno, pero sin generar excedentP alguno, R. La vegetación natural, la mayoría herbáceas y arbustos y árboles con hojas endurecidas, es­ tán adaptados a un largo período estival seco. En muchos par­ ques y jardines son necesarias grandes aportaciones de agua a fin de mantener el césped y los cultivos de jardinería verdes. Ejemplo: Perth, situado en el oeste de Australia, lat. 32' S (figura 1 0 . 2 4 ) . Esta ciudad costera representa el subtipo húmedo (7h) del clima mediterráneo. (Obsérvese que en la gráfica el eje de abscisas comienza en julio.) El excedente hídrico, R, es elevado (28 cm) . El déficit- hídrico también lo es: 27 cm. El resultado de ello podría ser un verdadero clima seco y húmedo -el equivalente subtropical del clima tropical seco y húmedo (3) del cual está muy distanciado en cuanto a la latitud-. Comparada con la gráfica correspondiente a Los Ángeles, que es de subtipo semiárido ( 7s) , Perth posee una precipitación i nvernal mucho más elevada que en e l anterior, siendo e l total de P anual el doble que el total de Los Ángeles. P e r t h p r e s e n t a t a m b i é n u n a p e q u e ñ a c a n t i dad de precipitación durante la temporada veraniega, mientras que en e l mismo período, en Los Ángeles se registran valores casi nulos. Perth, por otro lado, posee un amplio excedente hídrico, R, mientras que la ciudad californiana no. El clima

Balance bídrlco del suelo

30 r--,--r--r--r-.--,,----,..-....,--.,..--,.---. ·e 25 romediol8º e (64º F) 2 Amplitud ! O Cº(l8,5 Fº) 0

�E

10

20

cm

15

Clima mediterráneo, húmedo

30

70

60

25 ·e 20

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F

1

M

A

6

5

)r:--¡--r- r11-r-·...--...,.-....,_ . 9pulg

·

p

30

30

24

16

11

8

29

13

Totales anuales 91 p Ep 89 Er 62



8

10 1

-

ºF

� j[----.�-======-=.---------�

20

cm

Punto de congelación

E

F

M

A

j 30 30 30 30 l Totales anuales

1

·-

p

Ep Er D R

M

J

J

A

S

O

N

D

30

26

24

22

23

29

30

30

· ·-r-· · ··-�·-r·

r···�(cm)"r

10

10

70

Promediol3º C (50,5º F) Amplitud 10 C º ( l8 Fº)

5

15

��

T

15

Perth, oeste de Australia, 32 ºS, 1 1 6 º E

_j_-�-��i _l E A S O N D J



ºF 80

105 63 62 1 42

60 40

50

30 7

pulg

Clima marítimo de costa oeste (8 h) Cork, Irlanda 52 º N . 8 ºW

6

5

4

3 2

5

5 o ...._,_._.:--'-:::--'-::--:-:-'-= -'"-'--=-'-='-1-:-,_....,. ...i. '-="' .. ,._ ., .,..._ ... o A S O Invierno

Verano

Presupuesto hídrico del suelo para Perth (oeste de Australia), lat. 32º S. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centerton, N.J . ) .

E

F

M

A

M

o

Presupuesto hídrico del suelo para Cork (Irlanda) , lat. 52º N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Cli matología, Centerton, N .] . ) . FIGURA 10.25.

FIGURA 10.24.

·

húmedo de la localidad de estudio permite, además, mantener un bosque de hoja perenne compuesto por una amplia gama de especies de eucaliptus. 8. Clima marítimo de costa oeste

Clima fresco y húmedo con un excedente de agua, R, que puede oscilar desde una pequeña cantidad, a una muy elevada. El déficit hídrico, D, varía desde moderada, a muy p e q u e ñ a e i n c l u s o a u s e n c i a t o t a l d e e s c as e z . L o s requerimientos hídricos anuales, Ep, s o n menores d e 80 cm debido básicamente a que los veranos son excepcionalmente frescos en estas elevadas latitudes medias. Mensualmente el valor de Ep es de 0,8 cm o mayor en cada mes, así no se halla ni un mes con temperaturas medias inferiores a Oº C . Ejemplo: Cork ( I rlanda ) , lat. 52º N (figura 1 0 . 2 5 ) . Localizada en la costa sur de Irlanda y expuesta a los vientos del oeste del norte del Atlántico, Cork ejemplifica el subtipo húmedo (8h) del clima marítimo de costa oeste. La precipitación, P, muestra un contrastado ciclo anual, con u n máximo en invierno y un mínimo en verano, reflejando así la persistencia del clima mediterráneo a medida que nos acercamos al Polo . P es abundante en todos los meses y s u total anual es elevado: 105 cm. E l requerimiento hídrico también refleja u n marcado contraste en su ciclo anual, pero en todos los meses de invierno es igual a 1 ,8 cm o mayor. De esta manera, la temperatura media mensual es tan sólo de 6° C; el crecimiento de la vegetación perenne se puede mantener lentamente durante los meses de invierno. E n los meses estivales Ep no es mucho mayor que P , de forma que D, déficit hídrico, tendrá un valor muy pequeño, totalizando tan sólo 1 cm. E l excedente hídrico, R , p o r otra parte, es e levado, de manera que incluso los pequeños torrentes pueden mantener un flujo

Climas con estaciones muy húmedas

de agua de modo continuado a lo largo del año. Este clima húmedo mantiene una vegetación natural de bosque. 9.

Clima seco de latitudes medias

Clima seco que casi se encuentra exclusivamente en el hemisferio boreal. Es más septentrional que el clima seco subtropical ( 5 ) . El valor de Ep mensual es de 0,7 cm o menor en al menos un mes. De este modo los inviernos resultan fríos: por lo menos un mes presenta temperaturas medias de Oº C o inferior. En lugares próximos a su límite septentrional Ep es cero durante ·cinco meses consecutivos. Su valor inferior total anual es de 52,5 cm, de forma que SP halla coli ndante con el clima de bosque boreal ( 1 1 ) . Se reconocen en él tres subtipos: semiárido (9s) , semidesértico (9sd) y desértico (9d ) . Ejemplo: Medecine Hat, Alberta (Canadá ) , lat. 5 0 º N (figura 1 0 . 26) . Localizada cerca del límite septentrional de los G reat Plains, Medecine Hat ilustra el subtipo semiárido (estepa) del clima seco de latitudes medias. El ciclo anual de las necesidades de agua, Ep, posee un notable máximo en verano siguiendo a los cinco meses consecutivos, en los cuales Ep es cero debido al riguroso frío invernal. La precipitación, P, muestra un característico ciclo anual; los meses estivales tienen aproximadamente el doble de precipitación que los meses de invierno. Por otra parte, existe un sustancioso déficit de agua, D, que se desarrolla en verano con un total de 28 cm . Pero las reservas de agua, S, permanecen superiores a 3 cm a finales de verano y principios del otoño. La recarga, +G, no es suficiente para aumentar el valor de S hasta unos valores próximos a los de la capacidad de retención, de forma que no se genera excedente, R. La recarga se acumula en estado sólido durante el invierno liberándose rápidamente con la fusión que se inicia en primavera. La cobertura vegetal está constituida por las praderas de hierba baja que corresponden a la formación natural de este clima nórdico de estepa. El trigo de primavera, crecido aquí, utiliza el agua del suelo de principios de la pri mavera y madura en verano .

187

¡-1

ºC

30 -

20 t

ºF

f- 80

25 Pfomedio 5,5º C (42º F)

mpl itud 32 Cº (57,5 Fº )

15 r 10 -

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20

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S (cm) 9 10

cm

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10

5

o

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j

M

A

M

12

11

10

Totales anuales p 33 Ep 61 33 Er D 28 R o

J

A

s

o

N

D

1

3 7 f 5 Clima seco de latitudes medias, ¡

8

6

4

4

1

1

15

60

50

10

50

30

-5

cm

F S (cm)

30

M

A

M

30

30

29

p Ep Er D R

20

6

A

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O

N

D

19

17

19

23

30

20

pulg

1

30

Totales anuales

7

40

Punto de congelación

- 10

pulg

26

22

9

Clima continental húmedo, húmedo (!Oh)

92 72 68 4 24

8 7 6

5

1

5

J.

1 E

F

M

A

M

A

S

O

N

D

3

4 3

2

2

o

Presupuesto hídrico del suelo para Medecine Hat, Alberca (Canadá ) , lat. SO' N. ( Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología,

Clima. continental húmedo

Clima que presenta una estación invernal y estival muy definidas, y que tan sólo se encuentra en el hemisferio Norte. El excedente hídrico, R , varía entre poco y bastante, a excepción de una estrecha franja de subtipo subhúmedo ( l Osh) que bordea el clima seco continental (9) . El total anual en cuanto a requerimientos de agua, Ep, es mayor de 5 2 , 5 , al mismo tiempo que R es igual que D. E n el subtipo per· húmedo, Ep es normalmente cero durante uno a cinco meses '.nvernales. Es normal que se encuentre un máximo estival de precipitación, P, pero no se da en todas partes. En el subtipo subhúmedo (1 Osh ) , D es mayor que cero, pero menor de 1 5 c m cuando R es cero; dicho de otra manera D es mayor que R cuando R no es cero. En el subtipo húmedo ( l ü h ) R es mayor que cero pero no superior a 60 cm, mientras R sea mayor que D . En el subtipo perhúmedo ( l Op) R es mayor de 60 cm. Ejemplo: Pittsburgh (Pennsylvania ) , lat. 40' N (figura 1 0 .27 ) . Localizado en el interior de la región oriental, Pittsburgh il ustra el subtipo húmedo ( l Oh) del clima húmedo continental. La precipitación P es bastante uniforme a lo largo del año, aunque con un ligero máximo estival. E l total anual P es sustancioso: 92 cm. El ciclo anual de requerimientos hídricos, Ep, presenta un importante máximo en verano, después de tres meses consecutivos de invierno con valores nulos, que es el momento que las plantas están hibernando y el agua del suelo está helada. Un corto déficit hídrico, D , se desarrolla en verano pero en todos los meses del estío es u n valor bajo totalizando t a n sólo 4 cm. U n sustancioso excedente hídrico, R , sucede en el invierno y a principios de la primavera : el valor total anual es de 24 cm. Parte de este agua se retiene en forma de estado sólido durante el invierno, siendo liberada a inicios de la primavera con las fusiones. En

188

5

,- 4

FIGURA 10.26.

1 O.

70

60

o

·+ ··

semiárido (9s)

12 Cº (2 1 Fº)

Amplitud

20

10

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80

25 Promedio 10,5º C ( 5 l º F)

70

20

- 10

ºF

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- 15 '

ºC

F

E

M

A

M

A

S

O

N

o

D

Presupuesto hídrico para P i ttsburgh ( Pen nsylvania ) , lat . 40' N. ( Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Cencerr o n, N J . ) . FIGURA 1 0.27.

ºF

ºC

30

80

25 Promedio 10,5º C (51 º F) Amplitud 31 Cº (56º F) 20

70

15

60

10

50

5

40

Punto de congelación

30

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17

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(c 18

-- - . - ,� · -;-----··· -�.- �.,,-

.

20

23

23

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14

13

12

13

8

pulg

16

Totales anuales p 63 Ep 72 63 Er 10 D R O

15

20

D

7

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6

5

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10

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5

o

E

F

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M

A

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O

N

D

.o

Presupuesto hídrico del suelo para Grand Island ( Nebraska) , lat. 4 1 º N. (Datos procedentes de CW. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, Centercon, N J . ) . FIGURA 1 0. 28.

Balance bídrico del suelo

este clima son altamente probables las avenidas primaverales en los cursos fluviales, y, por otra parte, las grandes corrientes suelen conservar el caudal durante el verano . La cobertura vegetal natural es el bosque. Ejemplo: Grand Island ( Nebraska ) , lat. 4 1 º N (figura 1 0 .28) . Localizada casi exactamente a mitad de trayecto entre el océano Pacífico y e l Atlántico, Grand Island constituye el ejemplo del subtipo subhúmedo ( 1 0 sh) del clima húmedo continental. Los requerimientos hídricos, Ep, ascienden fenomenalmente en verano, pero disminuyen a cero durante los tres meses de invierno. La precipitación muestra un valor muy- elevado en verano, en los meses más cálidos, pero la mayor cantidad se obtiene a principios de esta estación -mayo y junio-. En junio también se inicia un déficit hídrico que continúa hasta finalizar el octubre, y contabilizando u n total · de 10 cm. La recarga , +G, que ocurre a fi nales de invierno y principio de la primavera no es suficiente para aportar un excedente. Las reservas hídricas, S , son elevadas a finales de la primavera, disminuyendo completamente en veran o . La cobertura vegetal natural consiste en praderas de hierba, pero actualmente los cultivos agrícolas de trigo y maíz han modificado el paisaje. Esta región yace próxima al límite de los climas secos y húmedos.

GRUPO

111: CLIMAS DE ALTAS LATITUDES

11. Clima de bosques boreales

Clima caracterizado por unos inviernos largos y de frío riguroso. El total anual en cuanto a exigencias de agua, Ep, oscila entre 3 5 y 52,5 cm y tiene valores nulos durante cinco o seis y hasta siete meses consecutivos de invierno. Durante el corto verano, Ep asciende claramente. A través del Canadá los diferentes subtipos están ordenados de oeste a este, desde 20 ·e 15 10 5

ºF 60

PromediQ 3• e (26• F) Amplitud 4 0 C º ( 7 1 , 5 F º)

50

40

30

-5

20

- 10

10

-15

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- 20

-25 - 30 15 cm

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F

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30

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24

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Totales anuales

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64 44 43

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5

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D

pulg 35

38

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5

12. Clima de tundra

Es el clima de la zona ártica y que no presenta un verdadero verano . El total anual de necesidades de agua, Ep, es menor de 35 cm. Durante 8 o más meses consecutivos el agua del suelo permanece helada de forma que l a evapotranspiración potencial será nula. Algunas partes del clima de tundra son húmedas ( 1 2 h) con un abundante excedente hídrico, R . Otras áreas son subhúmedas ( 1 2 sh) . (Véase clima 10 para la definición de estos subtipos.) Al este de Siberia el cinturón de ·e

15

10 5

ºF 50

Promedio - 5º C (2 3 º F ) Amplitud 30 e• ( 5 3 , 5 F ')

40 30

-5

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- 10 - 15

-20 -25 15

cm

10

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Clima de tundra, húmedo

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F

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A

M

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43

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(cm)

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27

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25

24

33

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O

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Climas con estaciones muy bümedas

5

4

3

2

- 1 S

- 10 pulg

29

2

Presupuesto hídrico para Trout Lake, Ontario (Canadá), lat. 53" 30' N. (Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Cl imatología, Cemerton, N .J . ) . FIGURA 10.29.

Ejemplo: Trout Lake, Ontario (Canadá ) , lat. 53" 30' N ( figura 1 0 . 29) . Trout Lake se sitúa en el centro de Ontario, en el corazón del escudo canadiense, no muy al sur de la bahía de Hudson. Esta estación ilustra el subtipo húmedo ( l l h) del clima de bosques boreales. El ciclo anual de las necesidades de agua, Ep, asciende hasta un máximo bien definido y que sigue a seis meses consecutivos de invierno con una evapotranspiración nula. También l a precipitación P es elevada durante el verano, pero a pesar de ella existe un período que se substrae agua de l a reserva, - G . E l déficit hídrico D es extremadamente pequeño: 1 cm. La recarga es completada en octubre después del cual el agua del suelo se solidificará. Los recursos hídricos, S, se muestran en la gráfica con un valor que excede los 30 cm desde noviembre hasta abril. El exceso representa acumulaciones de nieve que por mayo se liberan por escorrentía de la fusión primaveral. El suelo retiene un elevado nivel de agua en forma de reservas a lo largo del verano. También en esta época los ríos fluyen caudalosamente. La vegetación perenne con hojas aciculadas suele ser típica de esta·s regiones. La estación de crecimiento para los cultivos es muy corta.

3

21

F

6 4

Precip.

E

- 20

el subhúmedo ( l l sh ) en el Yukón y los territorios noroc­ cidentales y a través del húmedo ( l l h ) , hasta el perhúmedo ( l lp) en el Labrador y en Terranova. (Véase clima 10 para la definición de estos subtipos.) A lo largo de Eurasia este orden está invertido. En la Siberia Oriental existe un área clasificada como subtipo seco ( 1 ls) y que presenta un valor D mayor de 1 5 cm.

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M

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Presupuesto hídrico para Hebrón, Labrador (Canadá) , lat. 58º N. ( Datos procedentes de C.W. Thornthwaite y Asociados, Laboratorio de Climatología, C"!nterton, N .J . ) . FIGURA 1 0.30.

189

tundra se califica como un clima seco de subtipo semiárido (12 s). Ejemplo: Hebrón, Labrador ( Canadá ) , lat. 58' N ( figura 1 0 . 30 ) . Localizado en la costa Atlántica, Hebron constituye el ejemplo del subtipo húmedo del clima de tundra. Debido a la larga duración y rigurosidad del invierno, las necesidades de agua, Ep, son cero durante ocho meses consecutivos. El total anual de Ep es tan sólo de 30 cm. Este concepto presenta un máximo en la corta estación cálida, cuando el sol permanece en el cielo gran parte de las 24 h del día. El total anual de precipitación es de 48 cm, una cantidad interesante. La precipitación muestra un marcado ciclo anual con un máximo en el verano en el que destaca septiembre, previamente el inicio del invierno. Durante los meses de junio, julio y agosto se substrae agua de la reserva, - G , aunque el déficit hídrico anual, D, sea muy pequeño (menor de 1 cm) . Por otra parte, las reservas hídricas, S, permanecen abundantes durante el verano. La capacidad de retención (30 cm) es alcanzada antes

Climatología del agua en el suelo y recursos humanos Esta breve inspección a los trece tipos climáticos defini­ dos en relación a los conceptos utilizados en el balance hídrico del suelo, ilustra los tipos más importantes que se encuentran en las tierras habitadas del planeta. Pero an­ tes que nada, debemos aplicar esta información a dos grandes cuestiones que afectan a la raza humana: ( 1 ) ¿ Pueden las naciones e n desarrollo incrementar s u pro­ ducción alimentaria lo suficiente para rechazar y acabar con las muertes por hambre7 ( Las respuestas dadas por especialistas en el tema varían desde un gran optimismo hasta un enorme pesimismo) (2) ¿Habrá suficiente agua dulce para suministrar las demandas, que se incrementan rápidamente, de consumo energético de las naciones in­ dustrializadas7 La apreciación de los problemas corrientes de la agri­ cultura y de los suministros de agua dulce, puede ser mejorada a partir de la climatología del balance hídrico.

190

de finalizar e l octubre. La nieve que se acumula a lo largo del invierno se libera en mayo, con l a fusión de las nieves en primavera. La vegetación natural de esta región es la tundra ártica desprovista de cualquier tipo de vegetación alta y que consta de un pequeño número de especies capaces de resistir este clima, plantas que puedan crecer sobre una delgada capa de tierra. Cuando la capa helada superficial se fu nde, la tierra puede anegarse empantanando amplias zonas. 13. Clima de CU$qm!te polar

C lima con fríos rigurosos que se hallan en los casquetes glaciares de Groenlandia y la Antártida y sobre la zona de los hielos del océano Polar Ártico. Los requerimientos hídricos, Ep, son nulos a lo largo del año. Las temperaturas medias mensuales son inferiores a O' C . Casi toda la escasa precipitación se realiza en forma de nieve que, sobre las zonas terrestres, se acumula como hielo glaciar.

Quizás la lección más importante que podamos extraer de este capítulo, a nivel práctico, es la de que el cálculo preciso de los presupuestos del agua del suelo puede proveer de toda el agua necesaria para la planta en la estación de crecimiento, sin un elevado excedente, ni un déficit. Por un lado, una escasez de agua puede compor­ tar la necesidad de la irrigación para sacar adelante la producción agrícola. De otra parte, un exceso de agua conduce a la eliminación de los nutrientes que utilizan las plantas, de forma que será necesaria la fertilización de la tierra. La irrigación en climas secos trae consigo serias consecuencias como son las salinización del suelo, por acumulación de sales, y el ascenso del nivel de agua del acuífero anegando la tierra por saturación del suelo. El balance hídrico del suelo inicia rigurosas lim itaciones a la expansión de los recursos agrícolas humanos. Una planificación global inteligente a fin de poder utilizar mejor el medio, depende, en gran medida, de la perfecta comprensión de todas las fases del balance hídrico.

Balance bídrlco del sm!lo

CAPÍTULO

11

Escorrentía y recursos hídricos

En el capítulo 10 se trató de una fase del ciclo hidrológi­ co en la cual el agua del suelo se recarga mediante la precipitación, y vuelve de nuevo a la atmósfera a través de la evapotranspiración. Recordemos que en muchos suelos el presupuesto hídrico presenta un substancioso excedente, que puede disponerse como escorrentía. E n e l capítulo q u e ahora iniciamos seguiremos tratando del ciclo hidrológico y versará sobre el excedente de agua y los diversos caminos que sigue como agua superficial y como agua subsuperficial. El excedente hídrico puede encaminarse de dos for­ mas básicamente. La primera resulta cuando el excedente puede, a través de la percolación en el suelo y bajo el impulso de la gravedad, seguir una dirección hacia el interior para acabar formando parte del agua de satura­ ción en el. acuífero. Siguiendo la trayectoria del flujo subterráneo, este agua emerge convirtiéndose entonces en agua superficial , o bien, puede emerger directamente en la línea de costa marina. Segundo, el excedente de agua puede fluir sobre la superficie terrestre, desde altos a bajos niveles, como agua de arroyada o escorrentía. A medida que va desplazándose, el flujo en un principio disperso se va agrupando, concentrando, en arroyos o cursos fluviales los cuales conducen, finalmente, la esco­ rrentía hacia el mar. En este capítulo trataremos ambas formas de flujos del agua excedente, completando, de este modo, todo lo que se refiere al ciclo hidrológico. El agua excedente, como escorrentía, es una parte vital del medio ambiente para todas las formas de vida terres­ tre y sobre todo para el hombre. El excedente hídrico en arroyos, ríos, estanques y lagos constituye distintos me­ dios sobre los que se asientan diferentes tipos de plantas y animales. Nuestra sociedad superindustrializada necesita de grandes aportaciones de agua dulce para mantenerla en funcionamiento. Los habitantes de las ciudades consu· men una cantidad de agua en sus casas que oscila entre 150 y 400 litros por persona y día. Cantidades muy impor­ tantes de este elemento se utilizan en los procesos de refrigeración del aire y de las plantas energéticas. Teniendo en cuenta el panorama basado en tasas exis­ tentes de incremento de la demanda de agua, pondremos

Agua del acuifero

nuestro énfasis en el futuro, a fin de poder abastecer las necesidades de agua dulce y potable previsibles. La con­ taminación de las aguas tiende también a incrementarse a medida que la población aumenta y la urbanización avan­ za sobre extensas áreas. Una idea que nos desconcierta y asusta es la de la disminución de los recursos de agua dulce paralelamente a un aumento de las demandas. El conocimiento de los procesos hidrológicos nos permitirá evaluar el total de recursos de este preciado elemento con vistas a una planificación de su uso y su posible protección ante la contaminación.

Agua del acuífero El agua del acuífero o agua de saturación es aquella parte del agua subsuperficial que satura completamente las porosidades de la roca o del suelo. El agua de satura­ ción ocupa la zona de saturación o acuífero (figu­ ra 11.1). Sobre ella se halla la zona de aireación o no saturada en la cual el agua no satura completamente los poros. La línea superior de la zona de saturación se denomina nivelfreático. El agua, en la zona de aireación, se retiene mediante la tensión capilar, que no es más que una fina película de agua adherida a las superficies de los

Pozo

Zona del agua de infiltración

11.1. subsuperficial. FIGURA

Zonas donde se encuentra el agua

191

FIGURA 11.2.

El nivel freático sigue toscamente la configuración topográfica de la superficie.

minerales. Esta zona puede no existir o ser muy breve en regiones en las que, por ser bajas o llanas, la zona de saturación se aproxima a la superficie. En la base de la zona de aireación tenemos lafranja de capilaridad, una delgada capa en la que el agua ha sido drenada haca arriba desde el nivel freático, por capilaridad. La forma mencionada es semejante a la del ascenso del queroseno en una mecha, o bien, el agua en un papel secante. El agua en la franja de capilaridad llena completamente los poros del suelo creándose, de esta manera, una cierta continuidad con el acuífero. El espesor de esta franja depende de la textura del suelo, puesto que el ascenso por capilaridad es elevado cuando los orificios son chicos y al revés. En material sedimentario la franja de capilari· dad puede ser de 1 m de grosor, pero sobre arena gruesa o grava con amplios poros podría ser de tan sólo 1 cm (tabla 12.2). La verdadera situación del nivel freático se puede co· nocer mediante la altura de agua estancada en un pozo perforado o excavado por debajo del mismo. Cuando los pozos son numerosos en una región, la posición del nivel freático puede ser cartografiada en detalle mediante el sondeo de las alturas de agua y observando al mismo tiempo las diferentes tendencias de elevación de un pozo a otro. El nivel freático es elevado en superficies eleva­ das, como pueden ser colinas, divisorias de aguas, pero desciende en los valles, y demás depresiones donde sue· len aparecer en cursos fluviales, lagos, marismas.. . (figura 11.2). Las razones de tal configuración se explican por que el agua infiltrada a través de la zona de aireación tiende a elevar el nivel freático, mientras que la filtración en arroyos y marismas y lagos tiende a vaciar el acuífero y bajar de este modo su nivel .

Movimiento del agua de saturación Debido a que el agua en el acuífero se desplaza muy lentamente, se crean unas diferencias en la altura del nivel freático, o altura hidronométrica, que se forma y mantiene entre áreas con altas y bajas elevaciones. En períodos de excedente hídrico, acompañados de una pre­ cipitación anormalmente alta, esta diferencia se incre­ menta por un ascenso del nivel piezométrico o freático bajo las divisorias; en períodos de déficit hídrico, ocasio­ nado por sequía, el nivel piezométrico disminuye (figura

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Año

FIGURA 11.3.

Hidrograma obtenido de un pozo de observación situado en Cape Cod, Massachusetts, en el que se puede observar un característico ciclo de elevación y disminución del nivel freático a lo largo del año. (Fuente: U.S. Geological Service.)

los últimos días de primavera, en un proceso denomina­ do recarga del acuífero. Este período de recarga, el cual refleja un estado de excedente de agua en el balance hídrico del suelo, ocasiona un ascenso estacional en el nivel piezométrico. La recarga disminuye a cantidades muy pequeñas desde mediados del verano hasta el inicio del invierno, tiempo durante el cual disminuye el nivel freático de modo continuo, a medida que el agua se dirige a niveles inferiores bajo el influjo de la fuerza de gravedad. Los efectos de una importante sequía en los años 1965 y 66 se manifiestan en la gráfica con un men­ guado promedio de la altura. La fase subsuperficial del ciclo hidrológico se comple­ ta cuando el acuífero emerge en lugares donde el nivel freático está cortJdo por una superficie terrestre. Tales lugares pueden ser cauces de ríos, suelos de marismas o pantanosos, lagos. Mediante infiltración lenta y por flujos de manantiales, el agua penetra de forma suficientemen-

11.2).

En climas húmedos que poseen un marcado ciclo esta­ cional de precipitación, y en climas en los que el agua del suelo permanece helada durante bastantes meses al año se produce un ciclo estacional de elevación y des­ censo del nivel freático. Este ciclo queda reflejado me­ diante una gráfica de las fluctuaciones de éste, en un pozo de observación de Cape Cod (Massachusetts) (figu­ ra 11.3). La infiltración de agua alcanza el nivel freático en grandes cantidades desde el invierno, finales, hasta

192

FIGURA 11.4. Trayectorias teóricas típicas del movimiento del agua de saturación bajo líneas divisorias y valles. (Fuente: M.K. Hubbert, dibujo de A.N. Strahler. )

Escorrentía y recursos bídrlcos

te rápida para equilibrar la proporción con la que corta el nivel del acuífero, por percolación desde zonas más ele­ vadas. En la figura 11.4 se muestran las diferentes trayectorias de los flujos de agua del acuífero como l íneas cóncavas a la superficie. El agua que penetra por la ladera, a medio camino entre la divisoria de aguas y el curso fluvial, fluye de una forma bastante directa, mientras que en puntos próximos a la divisoria, sobre el nivel del acuífero, las líneas del movimiento van casi completamente rectas hacia abajo hasta alcanzar grandes profundidades, y des­ de allí inflexiona dirigiéndose a los puntos situados bajo los cursos fluviales. La progresión a lo largo de estas profundas trayectorias es increíblemente lenta, compara­ do con el superficial , mucho más rápido. El flujo más rápido se halla en el lugar de descarga en el flujo, donde convergen las flechas.

El agua de saturación como recurso La extracción del agua de saturación por parte del hom­ bre ha comenzado a tener un serio impacto en el medio en mucho lugares. La perforación de gran cantidad de pozos, cuya agua es substraída en grandes volúmenes merced a las poderosas bombas, ha alterado profunda­ mente el equilibrio natural de carga y descarga de los acuíferos. El aumento de la población urbana y el desa­ rrollo industrial exigen un continuo aporte de agua, ne­ cesidades que no siempre se pueden resolver con la construcción de embalses. Las tierras agrícolas situadas en climas áridos o desérti­ cos dependen en gran medida de la irrigación, problema que se intenta resolver con agua procedente de pozos, sobre todo desde que la mayoría de los recursos fluviales más importantes han sido aprovechados ya para irriga­ ción a partir de suministros superficiales. Los pozos, sin duda alguna, tienen ciertas ventajas ya que pueden ser perforados en los límites de una propiedad agrícola o industrial y de forma inmediata pueden suministrar el agua necesaria sin necesidad de construir los costosos canales y acueductos para su transporte . Antiguamente los pozos utilizados para fines domésti­ cos y ganaderos de una casa o granja eran, de hecho, excavados a mano, y su forma era la de una larga cavidad

cilíndrica revestida de sillería donde era necesario. En contraste, los pozos modernos hechos para facilitar la irrigación se perforan con potentes máquinas que pue­ den taladrar unas fosas de 40 cm de diámetro con unas profundidades de 300 m o más. Éstos, una vez construi­ dos, son recubiertos de un revestimento metálico que impide la entrada de aguas no potables próximas a la superficie y evita su obturación en caso de desprendi­ miento de las paredes. Cerca del fondo del pozo, donde penetra en el acuífero, el revestimiento está perforado para admitir la penetración del agua a través de una considerable superficie. La producción de agua en pozos aislados fluctúa desde unos prxos litros diarios, en un pozo doméstico, a millones de litros en los grandes y profundos pozos industriales o de irrigación. A medich que el agua se bombea hacia el exterior, el nivel de ésta disminuye . Al mismo tiempo el nivel freáti­ co de los alrededores desciende formando una especie de superficie cónica denominada cono de depresión. La diferencia de altura entre la base del cono y el nivel freático original se conoce como depresión (figura 11.5). E l brusco cambio de gradiente producido en el nivel freático obliga a fluir con mayor intensidad, agua del acuífero hacia el pozo, de manera que éste producirá más agua. Este incremento sólo se verifica para un cierto valor de depresión, más allá del cual, la producción deja de incrementarse. El cono de depresión puede extenderse hasta los 16 km o más desde el pozo sometido a una fuerte extracción. Donde actúan varios pozos, la intersec­ ción de sus conos produce un descenso general del nivel freático. La extracción excede, a menudo, a la proporción con la que el acuífero de una región determinada se recarga, tanto por infiltración a partir del agua de lluvia como a partir de los lechos de los ríos. En una región árida, gran parte del agua de saturación destinada a la irrigación proviene de pozos construidos sobre terrenos aluviales arenosos o con gravas gruesas. La recarga de estos depósi­ tos depende de los flujos estacionales de agua de los torrentes que tienen su origen en las zonas altas de las cadenas montañosas adyacentes. Los cursos fluviales que circulan en regiones con clima seco y que fluyen sobre planicies cuyo substrato está formado por arenas y gravas, pierden su caudal por infil­ tración a lo largo de su lecho. Este agua recarga el acuífe­ ro ocasionando una elevación en el nivel piezométrico en forma de inflexión (figura 11 .6.B) . Las corrientes de

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efluente

B ·Corriente influente FIGURA 11.6.

FIGURA 11.5.

Depresión y cono de depresión en un pozo de extracción de agua por bombeo.

El agua de saluración como recurso

Corrientes efluentes e influcntes. ( Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 33. 16, Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.)

193

este tipo se las conoce como injluentes. Al contrario, en regiones de clima húmedo donde el nivel freático es elevado y cuyas aguas se dirijan hacia el cauce, el río recibe el agua por rezumo del agua de saturación; a éstas se las denomina corrientes efluentes (figura 11.6.A). En climas secos, particularmente, la extracción del agua de saturación mediante bombeo, puede exced�r en gran medida a la recarga debida al flujo de la circulación fluvial, de manera que los conos de depresión se profun­ dizan y se amplían, necesilándose entonces, pozos toda­ vía más profundos y bombas cada vez más potentes. Se sobreexplota el agua acumulada y se consigue el agota­ miento de un recurso natural no renovable, si no es a partir de un largo período de tiempo. En áreas de climas húmedos, con un amplio excedente hídrico anual, la recarga natural se realiza por percola­ ción sobre toda el área que rodea un pozo determinado. Aquí las prospecciones para lograr un equilibrio entre la recarga y la substracción son altamente favorables a un control del bombeo. Una importante medida de reciclaje consiste en el retorno de agua ya utilizada, o aguas de torrentes, al acuífero mediante los pozos de recarga en los que el agua fluye hacia abajo en vez de subir.

Contaminación del acuífero La eliminación de residuos sólidos constituye un impor­ tante problema para el medio ambiente en áreas densa­ mente pobladas de Norteamérica debido, básicamente, a que la avanzada economía industrial produce una canti­ dad interminable de residuos líquidos (aguas residuales) y sólidos (desperdicios) . Tradicionalmente los residuos sólidos eran llevados al depósito municipal donde eran quemados lenta y continuamente con una gran emisión de humos pestilentes y gases. Los restos parcialmente consumidos eran sepultados bajo una compacta cobertu­ ra de tierra. En años recientes ha habido una gran mejora en cuanto a los métodos de eliminación de residuos sólidos. Uno de ellos consiste en la incineración a temperaturas muy elevadas. Otro método consiste en el "sanitary landftl/"* por el cual no se permite la quema de los desechos; en su lugar, se cubren continuamente por una capa protectora de arena o arcilla disponible en el lugar donde se las entierra. Los desechos son sepultados en Ja zona de airea­ ción que está sujeta a la reacción que ejerce el agua de lluvia sobre ella. Este agua recoge una gran variedad de iones procedentes de Ja masa de desechos y son transpor­ tados al nivel freático a través de la lixiviación. Una vez allí, el material lixiviado sigue las líneas de flujo del agua de saturación. Como se muestra en la figura 11.7 se forma una co­ rriente efluente en el nivel freático por debajo del lugar de depósito. El suelo poco compacto del área de depósi­ to facilita la infiltración de la precipitación, mientras que,

por otra parte, la carencia de vegetación reduce la evapo­ transpiración. En consecuencia, la recarga realizada aquí es más importante que en ningún otro lugar de los alre­ dedores y por tanto se mantendrá una corriente efluente. Una vez que el material lixiviado llega al nivel freático, debido a un desplazamiento vertical hacia niveles infe­ riores originado por la fuerza de gravedad, se moverá radialmente y hacia el exterior oe esta "inflexión" de corriente efluente dirigiéndose hacia puntos más bajos de los alrededores. Tal como se indica eü ;"figura 11.7, un pozo de suministro de agua con su cono de depresión recoge agua del área que lo circunda. La conexión, en­ tonces, se establece: un flujo hacia el exterior, a partir del área de depósito; y un flujo interior hacia el pozo, todo ello combinado puede ocasionar la contaminación de los suministros de agua de este último, por el aporte de material lixiviado. Es la contaminación de pozos a partir de plantas depuradoras de residuos, es decir, a partir de la infiltración efluente en el suelo. Un paso importante en la salvaguarda de los pozos de esta forma de contaminación consiste en situar un pozo o varios, de control, en una línea situada entre los vertede­ ros y las perforaciones. Las pruebas químicas para control de material resultante de la lixiviación se realizan de forma regular, al mismo tiempo que puede determinarse la altura del nivel freático. El desplazamiento del mate­ rial lixiviado puede ser bloqueado mediante el emplaza­ miento de pozos de recarga y creando, así, una acumula­ ción de agua dulce (de hecho, un cono invertido) que se opondría al movimiento inicial. No es necesaria la presencia de una corriente efluente para que los contaminantes viajen a puntos distantes. Allá donde el nivel freático presenta una fuerte inclinación, tal como sucede generalmente en cualquier lugar a ex­ cepción a las partes superiores de una amplia divisoria de aguas y donde el acuífero se divide, el material lixiviado o cualquier contaminante introducido en un punto dado, emigra, como la estela de contaminación, ·a lo largo del flujo del acuífero. Otra fuente potencial de contaminación del agua de la zona de saturación proviene de las carreteras y calles, mediante el vertido de productos químicos y sales aplica­ dos durante los meses de invierno para evitar la forma­ ción de hielo en ellas . También el derrame de grandes cantidades de fluidos procedentes de camiones cisterna o trenes cisterna que se accidentan en las carreteras y líneas de ferrocarril constituyen una seria amenaza, pues los contaminantes, después del impacto, pueden ser in­ yectados en el sistema de recarga del agua de saturación. Los contaminantes serios más comunes son el carburante de los automóviles y el aceite ardiente, pero además otros productos químicos de origen industrial tóxicos son transportados en el interior de los tanques. Las fugas de combustible de los depósitos subterráneos utilizados en todas las gasolineras constituyen uria posible fuente de contaminación.

Depósito

Pozo

FIGURA 11.7.

La lixiviación a partir de un vertedero de desechos fluye tanto hacia un pozo de suministro de agua (derecha) como hacia un curso fluvial (izquierda ) . (Dibujo procedente de A.N. Strahler, Planet Earth: Its

Physical Systems Through Geologic Time. Harper & Row, Publishers, Figura E . 1 5. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

194

Escorrentía y recursos bídrlcos

l Nivel del mar

Relación entre el agua salada y el agua aulce en una isla o península. (Procedente de G. Parker.)

FIGURA 11.8.

Intrusión de agua salada Una importante consecuencia de la extracción continua e intensa del agua, en zonas costeras, es que los pozos próximos a la costa atraen, finalmente, agua salada al acuífero de agua dulce debiendo por tanto abandonarse. Para entender cómo sucede, debemos examinar las rela­ ciones entre el agua de saturación dulce y la salada. La figura 11.8 muestra, en un esquema idealizado, estas relaciones en lo que podría representar una isla o bien una península estrecha. La masa de agua dulce de satura­ ción toma forma de una lente gigantesca con lados con­ vexos, pero la parte superior tiene una pequeña curvatu­ ra, mientras que la inferior, en contacto con el agua de saturación salada, se adentra profundamente hacia el in­ terior. Puesto que el agua dulce es menos densa que la salada podríamos imaginar, entonces, esta inmensa lente flotando sobre agua salada, impeliendo con una fuerza hacia abajo de la misma forma que lo hace el casco de un buque sobre el agua circundante . La proporción entre las densidades del agua dulce y la salada es de 40 a 41. Por lo tanto si ciijésemos que el nivel freático se halla a 10 m sobre el nivel del mar, la parte más profunda de la "len­ te" de agua dulce se hallaría 400 m por debajo del nivel marino, es decir, 40 veces más profunda de lo que sobre­ sale el nivel freático con respecto el nivel del mar. El agua dulce se extiende mar adentro una cierta dis­ tancia por debajo de la línea de costa. Aunque el acuífero salado se halla estancado, inmóvil, el agua dulce de la zona de saturación se desplaza siguiendo las líneas de flujo, las trayectorias curvadas que se indican en la figu­ ra 11.8 mediante flechas. Si el agua se extrae con exceso en los pozos situados cerca de la costa, el contacto del acuífero del agua dulce con el salado se desplaza tierra adentro, donde puede llegar a ellos contaminándolos . Cuando esto sucede, la única solución posible es con­ cluir la substracción de agua potable y permitir así que se recupere el nivel, es decir, que se traslade de nuevo la zona de contacto entre ambos tipos de agua a su posición original, o bien crear una barrera de recarga de agua dulce entre la línea de «osta y el nivel del mar. En resumen, se puede decir que el bombeo de agua hacia la superficie debería ser regulado, manteniendo una baja proporción de extracción.

que sigamos, ahora, definiendo las diferentes trayectorias que siguen los excedentes hídricos pero a nivel de flujo superficial. La figura 11.9 muestra qué le sucede al agua de lluvia cuando cae sobre una ladera que posee un suelo natural y una cobertura vegetal intacta. Parte de la lluvia es recogida en la superficie de las plantas, troncos y ramas, en un proceso denominado interceptación. Esta agua puede volver directamente a la atmósfera mediante eva­ poración. La precipitación que alcanza la superficie del suelo, penetra en él por infiltración; pero cuando el grado o proporción de la caída de agua es superior a la :apacidad del suelo de absorberla, el agua comenzará a acumularse en pequeños charcos, en pequeñas depresio­ nes superficiales, o tras pequeñas represas formadas por restos vegetales. A este hecho se le conoce como reten­ ción superficial. Parte de esta agua se evapora directa­ mente a la atmósfera; la parte restante se irá infiltrando lentamente en el suelo. La escorrentía que fluye laderas abajo formando un amplio manto la denominaremos agua de arroyada o flujo superficial (figura 11.10) en contraposición a las aguas encauzadas o cursos fluviales, en los que el agua discurre por estrechos canales delimitados por márgenes laterales. El flujo superficial puede adoptar diversas for­ mas. Puede constituirse en una delgada película, arroya­ da en manto , en lugares donde la superficie del suelo o de la roca es !isa. El flujo puede adoptar forma de peque-

Formas de aguas de arroyada Hasta ahora sólo hemos realizado un pequeño esbozo de los movimientos del agua subsuperficial, es menester

Formas de aguas de arroyada

FIGURA 11.9.

Precipitación, interceptación y flujo superficial.

195

Precipitación

sería producido el flujo superficial por unidad de superfi­ cie. Es la siguiente: Cantidad de producción de agua de arroyada Cantidad de precipitación - cantidad de infiltración =

Por ejemplo, si la proporción de la infiltración se man­ tiene constante en un valor de 1 cm/h, y la cantidad de precipitación se mantiene en 2 cm/h (lluvia intensa) la escorrentía tendrá un valor de 1 cm/h, suponiendo, siem­ pre, que no se pierda nada por evaporación a la atmós­ fera.

Flujo intermedio FIGURA 11.10.

Precipitación, infiltración y flujo superficial. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed. Harper & Row, Publishers, figura 33.3. Copyright 1963, 1 97 1 por Arthur N . Strahler.)

ños riachuelos que conectan unas depresiones repletas de agua con otras, en lugares donde el terreno no es uniforme y presenta desniveles. Sobre laderas con cober­ tura herbácea el flujo superficial se subdivide en innume­ rables hilillos de agua que circula entre los tallos. Inclu­ so bajo la presencia de una intensa y prolongada pluviosi­ dad, nadie podría advertir la arroyada en vertientes de este tipo. En laderas pobladas por densos bosques, las aguas de arroyada pueden pasar igualmente desapercibi­ das por debajo de una delgada cubierta de hojas muertas. En la base de las vertientes, el flujo superficial se recoge en un canal fluvial o lago (figura 11.11) . En algunos casos, puede desaparecer en una capa permeable de sue­ lo arenoso. El flujo superficial se mide en centímetros, o pulgadas, de espesor de agua por hora, de manera semejante a la precipitación y a la infiltración. De este modo, mediante una sencilla fórmula se expresa la proporción con la que

Ciertos tipos de suelo ya maduros presentan una densa capa (horizonte B) de acumulación de arcillas, mientras que la capa superior (horizonte A) es arenosa y blanda (estos horizontes se explican en los capítulos 22 y 23) . Cuando el agua de infiltración alcanza el horizonte B, el paso a su través es dificultoso, de manera que resolverá tornar al primero, el horizonte A, permaneciendo en él y comenzando a desplazarse, si hay cierta pendiente, en la dirección que ésta le confiere y de forma paralela a la superficie del suelo (figura 11.9) . Este flujo lateral se conoce como flujo intermedio el cual alcanzará la base de la ladera y rezumará sus aguas en el canal de desagüe. De este modo el flujo intermedio se constituye como una trayectoria alternativa entre el flujo superficial y el del agua de saturación. También suele ser importante en aquellos lugares donde un suelo poroso descansa sobre un substrato de roca impermeable.

Sistemas de drenaje El flujo superficial, el intermedio y el del agua de satura­ ción tributan, con el tiempo, a un torrente o curso fluvial, que no es más que una forma de escorrentía más rápida y que concentra una mayor cantidad de agua (figura 11.12 ) . Definimos corriente como una estrecha y larga depresión, o canal, por donde el agua se desplaza hacia niveles inferiores bajo la fuerza de la gravedad. El conjunto de cursos de agua que circulan vertiente abajo desde el punto donde empezaron a fluir sobre la superficie terrestre se conoce como sistema de drenaje . Éste se compone de una red ramificada de canales fluvia­ les que recogen el agua superficial y la de la zona inter­ media procedente de las diferentes vertientes que tribu­ tan en ellos. Todo el sistema está delimitado por la

FIGURA 11.11.

Flujo superficial deslizándose por una suave pendiente poco después de una intensa tormenta. La zanja situada en primer plano recibe la escorrentía y la conduce en dirección del flujo de la cprriente ( Foto: Soil Conservation Service).

196

FIGURA 11.12. Flujo superficial que desciende por las laderas de la cabecera de un sistema hidrográfico, aporta agua y sedimentos a la incipiente red de canales.

Escorrentía y recursos búlrlcos

FIGURA 11.13.

Red de canales de la cuenca del Pole Canyon, Utah. (Fuente: U.S. Geological Survey y Mark A. Melton. Dibujo procedente de A. N. Strahler, Planet Earth: lts Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura 6.9. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

divisoria de aguas que contornean la cuenca de drenaje . Las vertientes del terreno y los canales están ajustados para disponer, de la manera más eficiente posible, de la escorrentía y su carga de partículas minerales. En la figura 11.13 se puede observar una típica red de drenaje tributaria con una única salida. Obsérvese que cada punta recibe la escorrentía de una pequeñ.a área que rodea el canal. Cada una de ellas se podría imaginar como una pequeñ.a red de drenaje, una célula dentro del sistema. La totalidad de la superficie dentro de la diviso­ ria exterior de la cuenca de drenaje constituye la cuenca hidrográfica del agua de arroyada. El sistema de drenaje es un mecanismo de convergencia que encauza e integra las formas más ligeras y difusas de escorrentía en una trayectoria cada vez más activa en cuanto a intensidad y profundidad de su cauce.

Geometría del cauce fluvial El cauce de un curso de agua es una estrecha depresión configurada por la diferente fuerza del agua que fluye hacia él, y cuya efectividad en el desplazamiento de agua y sedimentos es elevada. Un cauce puede ser tan estre­ cho como para que una persona lo pueda sortear sin excesivos problemas, o bien del ancho de un gran río, como puede ser el Mississippi, que tiene 1,5 km de am­ plitud. Los ingenieros hidráulicos que tienen en su hacer el tomar medidas de las dimensiones de los cursos de agua y de su caudal, han adoptado una serie de conceptos a fin de describir la geometría del cauce (figura 11.14) . La profundidad d, en metros, se mide en un punto específi­ co del torrente, y no es más que la distancia vertical entre la superficie del río y su lecho. La amplitud, w , es la distancia en metros a través del río, de una orilla a otra. E l área d e sección transversal, A, e s la superficie en metros cuadrados (m2) de la sección transversal del curso. E l perímetro húmedo, P , e s la distancia d e la línea de con­ tacto entre el agua y el canal, en cuanto es medida a partir de la sección transversal.

Flujo del curso fluvial

FIGURA 11.14. El movimiento de una corriente en su cauce, es más rápido en las partes centrales y en puntos próximos a la superficie.

La proporción del desnivel de la superficie del río por distancia avanzada en el plano horizontal, se denomina gradiente o pendiente del río , se suele expresar en metros de desnivel por kilómetro recorrido, o millas, de distancia horizontal del curso del río. Así, una pendiente de 5 m/km significa que el curso fluvial desciende 5 m, por cada kilómetro recorrido en la dirección del torrente. La pendiente puede expresarse también en tanto por ciento \%) práctica que es común entre los ingenieros. De este modo, un gradiente del 3 %, o 0,03, significa que el río desciende 3 metros por cada 100 recorridos en distancia horizontal.

Flujo del curso fluvial A medida que el agua fluye bajo la influencia de la gravedad, encuentra resistencias a su descenso -una for­ ma de rozamiento- producidos por los márgenes y el lecho del cauce. Como resultado, el agua que circula en zonas próximas a éstos, se desplazará más lentamente, mientras que en las partes centrales adquiere una mayor velocidad. La figura 11.14 indica, mediante flechas, la velocidad de la corriente en diferentes puntos del canal. La línea de puntos localizada en mitad de la corriente indica la línea de máxima velocidad en condiciones de un canal que circule en línea recta y que su cauce sea si­ métrico. Deberíamos analizar todo lo anteriormente expresado sobre la velocidad de la corriente. De hecho en todas ellas , a excepción de las más lentas, el agua está afectada por turbulencias , un sistema continuo de remolinos que se forman y deshacen. Si pudiésemos seguir una determi­ nada molécula de agua, observaríamos que realiza un recorrido de continuas espirales y sinuosidades, sobre todo, a medida que va desplazándose río abajo. Estos movimientos incluyen sentidos diversos, ascendentes, descendentes, laterales. Las turbulencias en los cursos fluviales son muy importantes debido a los elementos del

197

flujo que elevan y mantienen las partículas finas del sedimento. La apariencia oscura y turbia de los ríos en sus avenidas, es el resultado de este fenómeno sin el cual el sedimento permanecería en el lecho. Tan sólo si medi­ mos la velocidad del agua en cierto punto fijo durante un largo período de tiempo, digamos bastantes minutos, el promedio de la velocidad del movimiento del agua en ese punto se configurará como una línea paralela a la superficie y al lecho. Los valores medios están indicado mediante flechas en la figura 11.14. Puesto que la velocidad en un punto dado de la co­ rriente difiere enormemente si está siendo medida en un lugar próximo a los márgenes y el lecho, o si se mide en la línea media, se necesita de un nuevo coeficiente, la velocidad media , que se podrá calcular para la sección transversal del cauce en su conjunto. A grande

Q

-

AV - constante A

V peque�a

Peque�a

V grande

FIGURA 11.15.

Esquema en donde se reflejan las relaciones entre el área de sección transversal, velocidad media, y gradiente. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed. Harper & Row Publishers, figura 34.4. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Caudal de la corriente fluvial La medida más importante del flujo de una corriente superficial es la descarga o caudal, Q , definida como el volumen de agua que atraviesa una sección transversal de la corriente por unidad de tiempo. Se expresa en metros cúbicos por segundo (m3/s) ; en unidades anglosajonas se mide en pies cúbicos por segundo (cfs) . La descarga se puede obtener tomando la velocidad V y multiplicán­ dola por el área A de la sección transversal, que expresa­ do en forma de ecuación es: Q A. V Podemos intuir que el agua fluirá más rápidamente en un canal con una elevada pendiente, que en uno con poca, debido a que la componente gravitatoria, que actúa de forma paralela al lecho, es mayor en un río con un gradiente alto. Tal como se muestra en la figura 11.15 la velocidad se incrementa rápidamente en los lugares que el curso establece desde un remanso, en el que el gra­ diente es muy pequeño, hasta una zona de rápidos. A -

medida que V se incrementa, A debe decrecer; es decir, el producto A. V se ha de mantener constante . En el remanso al tiempo que V tiene un valor pequeño, A lo tiene elevado. Los cauces difieren entre sí en la cantidad de rozamien­ to que el lecho y los márgenes ofrecen al flujo de agua. La resistencia es elevada en un curso amplio y poco profundo, mientras que es mucho menor en un cauce estrecho y profundo. El cauce óptimo sería aquel que poseyese una sección semicircular, sin embargo, los cur­ sos fluviales adquieren, generalmente, unos cauces am­ plios y poco profundos, tanto porque deben ser transpor· tadas partículas minerales, o bien porque sus márgenes son suaves y no presentan una excesiva resistencia.

Aforo de la corriente La información diaria de los caudales de los diferentes cursos fluviales es vitalmente importante para la nación, no solamente como medida de los recursos de agua superficial , sino también para el diseño de estructuras de protección contra posibles avenidas así como para su predicción a medida que descienden por el río. En Jos Estados Unidos la medida del flujo de la co­ rriente o aforo de las corrientes, está bajo Ja jurisdicción del Servicio Geológico del citado país. En cooperación con los estados y municipios, esta organización mantiene más de 11.000 estaciones de aforo en los principales ríos y sus tributarios. Los datos están publicados por el ya nombrado organismo en una publicación titulada "Co· municaciones sobre el abastecimiento de agua "("Water­ Supply Papers") . Las estaciones de aforo de la carga de los cursos fluvia· les precisan de un dispositivo para medir la altura de la superficie de agua, es decir, de un nivel de corriente. Lo más sencillo es la instalación de un listón de aforo, que no es más que una escala vertical graduada situada sobre un poste o columna y que pueda ser leído directamente por un observador cualquiera, siempre que haya que registrar la carga. Más útil resulta el registrador automáti· co que se coloca sobre una torre de aforo construida en la orilla del río (figura 11.16) . Para medir el caudal del río se debe, ante todo, medir la sección transversal del río y su velocidad media, para ello se utiliza el molinete o correntómetro. Éste es su­ mergido en la corriente a pequeños intervalos de tiempo, de manera que la velocidad puede ser leída sobre un gran número de puntos distribuidos regularmente si· guiendo un modelo de red a través de la sección transver­ sal (figura 11.16) . A menudo, un puente sirve como un medio conveniente para atravesar un curso fluvial; de otro modo, un pequeño teleférico o un pequeño bote se puede convertir en la alternativa. Las cazoletas giratorias

Torre

FIGURA 11.16.

198

Esquema de una estación de aforo de aguas.

Escorrentía y recursos búlrlcos

Descarga m 3/s

Precipitación cm/h

700

3,0

600

2,5

500

2,0

400

1,5

300

1,0

200

0,5

100 Agosto 6

Agosto 7

Agosto 8

Agosto 9

o

FIGURA 11.17.

Caudal del Sugar Creek durante cuatro días de seguimiento. (Según William G. Hoyt y Walter B. Langbein, Floods; Copyright por Princeton University Press: figs. 8 y 13, págs. 13, 39 y 45. Reimpreso bajo permiso de la Princeton University Press.)

del correntómetro ruedan a una velocidad proporcional a la velocidad del río. A medida que son obtenidas las diferentes velocidades en los diversos puntos, se puede realizar un perfil del lecho del río por sondeo de las profundidades. De estas lecturas se puede dibujar· su perfil pudiéndose medir, en consecuencia, la sección transversal. La velocidad media se extrae a partir de la suma de todas las velocidades y su posterior división por el número de lecturas efectuadas. Entonces nos hallare­ mos en condiciones de calcular el caudal a partir de la fórmula Q -A. V La figura 1.28 es un mapa donde se reflejan los cauda­ les relativos de los ríos más importantes de los Estados Unidos ("Río" es el vocablo popular utilizado para desig­ nar cursos fluviales grandes y largos. "Corriente" o "cur­ so fluvial" es el término científico que designa el flujo de agua por un canal, cualquiera que sea la magnitud de su caudal) . El magnífico Mississippi, con todos su tributa­ rios, empequeñ.ece todos los otros ríos norteamericanos a pesar de que tanto el Mackenzie, el Columbia y el Yukon así como los Grandes Lagos que desembocan en el río San Lorenzo no son menospreciables .. El río Colorado, una corriente mucho más pequeñ.a, atraviesa una vasta región árida y semiárida cuyos pequeñ.os tributarios se añ.aden al agua procedente de nieve de fusión de las zonas más elevadas de las Montañ.as Rocosas.

Cursos de agua y precipitación Parece obvio que el caudal de un curso de agua se incremente como respuesta a un período de intensas precipitaciones o debido a la fusión de la nieve. Natural­ mente la respuesta viene con demora, pero el tiempo que tarda ésta en aparecer depende de un número de facto· res, el más importante de los cuales es el área de la cuenca de drenaje que alimenta las corrientes situadas por encima de la estación de aforo. Las relaciones entre el caudal de un curso fluvial y la precipitación se estudia mejor a través de una sencilla gráfica conocida como bi­

drograma. La figura 11.17 es un hidrograma para una cuenca de drenaje de cerca de 800 km 2 de área, localizada en Ohio en una región cuyo clima es continental húmedo. La gráfica nos ofrece información correspondiente a dos días con tormentas en verano. La pluviosidad recogida se indica mediante un diagrama de barras; está expresada en

Flujo basal y flujo superficial

cm y por períodos de 2 h de intervalo. También se halla dibujada en la gráfica (línea continua) el caudal del Sugar Creek, la corriente principal de la cuenca de drena­ je de estudio. El promedio de precipitación sobre la cuenca del Sugar Creek fue aproximadamente de 15 cm; de esta cantidad la mitad pasó por el curso fluvial durante tres días. De la otra mitad, parte fue retenida en el suelo, parte fue evaporada, y parte fue infiltrada hacia el acuífe­ ro para ser almacenada por largo tiempo. Estudiando la gráfica de la pluviosidad y de escorrentía de la figura 11.17, vemos que antes de que se inicie la tormenta, el Sugar Creek presentaba un pequeñ.o caudal. Este flujo, suministrado por el lento rezumar del agua de saturación en el cauce, es denominado flujo basal. Des­ pués de que comenzara la lluvia transcurrieron muchas horas antes de que el limnígrafo situado en la desembo­ cadura de la cuenca indicara un aumento en el caudal . Este intervalo denominado tiempo de retardo indica que el sistema de ramificación de los canales estaba actuando como reservorio temporal. A medida que el nivel iba ascendiendo, el agua estaba humedeciendo los materia· les permeables de las orillas, donde estaba siendo alma­ cenada temporalmente. El tiempo de retardo es medido por la diferencia entre el centro de la masa de precipitación (CMP) y el centro de la masa escorrentía ( CMR), así indicados en la figura 11.17. La máxima carga del Sugar Creek se obtuvo casi 24 h después de que la lluvia se iniciase; el tiempo de retardo fue casi de 18 h. Obsérvese también que la pro· porción de disminución de la descarga fue mucho más lenta que la proporción de ascenso del nivel, debido a que el flujo superficial fue seguido de las contribuciones del agua de la zona intermedia, y más tarde del rezumo del acuífero. En general se puede decir que a mayor amplitud de la cuenca, más largo será el tiempo de retardo entre el máximo de pluviosidad y el máximo de descarga, y más gradual será la disminución del caudal después de que el máximo haya pasado. Obsérvese también que el flujo de Sugar Creek mostraba un lento pero distinto ascenso en la cantidad con que contribuía el flujo basal al caudal.

Flujo basal yflujo superficial En regiones de clima húmedo, donde el nivel freático es elevado y normalmente corta los importantes canales flu-

199

1000

m3¡s ,

500

m3/s

800



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8

600

300 200 100 o

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Flujo superficial

400

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5

15

10

25

20

Enero

200

o

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Flujo basal /

,, ---7�-- -� Oct.

Nov.

Dic.

Ene.

Feb.

Mar.

Ag.

Jul.

Jun.

Mayo

Ab.

Sept.

FIGURA 1 1.18.

Máximos en el flujo del río Chattahoochee. ( Datos procedente del U .S. Geological Survey en E . E . Foster, Rainfall and Runoff.)

en Omaha (Nebraska) para un período de dos años de registros iniciados en octubre (figura 11.19) . Este gran río que drena una cuenca de 840.000 km2 es un gran tributario del río Mississippi. Obsérvese que el caudal, que oscila entre 280 y 2 .800 m3 /s, es bastantes veces mayor que las cargas de las pequeñas corrientes conside­ radas hasta ahora. Las altas proporciones de flujo son principalmente ocasionadas por la fusión de la nieve que se halla sobre los High Plains en primavera y en las cabeceras de los ríos situadas en las Rocosas a comienzos de verano. Este hecho explica las súbitas y elevadas des­ cargas desde abril hasta junio. A mediados de invierno, cuando el agua del suelo está helada y el total de precipi· tación es pequeño para el conjunto de la cuenca, el caudal aumenta un poco por encima del flujo basal. La recarga de agua de saturación que se sitúa en primavera, aumenta los niveles estivales de flujo basal hasta 570 m3 /s, es decir, dos o tres veces el flujo basal que tenemos durante el invierno.

viales, los hidrogramas correspondientes a largas corrien­ tes mostrarán los efectos de tres fuentes de agua: flujo superficial, flujo intermedio y flujo basal. La figura 11.18 es un hidrograma correspondiente al río Chattahoochee (Georgia) un gran río con una gran cuenca, 8.700 km2, gran parte de ella situada en los Apalaches. Las bruscas y claras fluctuaciones en el caudal son producidas por el flujo superficial y el intermedio que siguen a períodos de lluvia de 1 a 3 días de duración. Son semejantes al hidro­ grama de la figura 11.17, a excepción de que en la figura 11.18 se registra un período de tiempo mayor, compri­ miéndose por esta causa la escala. Después de cada período de lluvias, el caudal disminu­ ye rápidamente; pero si sucede otra tormenta en pocos días, el caudal vuelve a aumentar hasta otro máximo. El gráfico ampliado muestra ciertos detalles para el mes de enero. Donde media un largo período interpluvial, el caudal disminuye hasta un bajo nivel, que corresponde al flujo basal donde queda nivelado. A lo largo del año el flujo basal, que representa la afluencia de agua de la zona de saturación a la corriente, sufre un notable ciclo anual . Durante el período de recar­ ga (invierno e inicios de la primavera) la altura del nivel freático asciende y la proporción de afluencia en el río se incrementa. En el río Chattahoochee la cantidad de flujo basal comienza a declinar en primavera cuando comienza una intensa evapotranspiración lo que reduce el agua presente en el suelo, cortándose la recarga del acuífero . L a disminución continúa a lo largo d e l verano, alcanzan­ do un mínimo de 30 m3/s a finales de octubre. Finalmente examinando el hidrograma del río Missouri

Avenidas Todo el mundo ha visto suficientes fotos en los medios de comunicación, de grandes avenidas o crecidas de ríos para tener una idea del aspecto que presentan y sus efectos devastadores por su gran poder erosivo y por los sedimentos y arcillas que abandonan tras su paso. Incluso así, no es fácil definir qué es una avenida o crecida. Quizás sea suficiente decir que una condición para que exista es que la carga que lleva un río, no ·puede ser acomodada a los márgenes de su cauce normal, de mane-

4000

m 3/s

3000

¡¡;

"O ::i "'

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2000 1000 o

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N

FIGURA 11.19.

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A

M

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A

s

Caudal del río Missouri. ( Datos procedentes del U.S. Geological Survey en

E.E. Foster, Rainfal/ and Runoff.)

200

Escorrentía y recursos bídrlcos

ra que el agua se desborda sobre las tierras adyacentes donde florecen cultivos y bosques. Los cursos fluviales más largos de climas húmedos tienen un lecho de inundación, una franja de terreno bajo y llano que limita el cauce en uno o ambos lados, que son inundados por la corriente de agua aproximada­ mente una vez al año. Esta crecida sucede generalmente en la estación en que existe una abundancia de aportes de aguas superficiales, en combinación con los efectos de un nivel freático elevado, y que suministrer. más agua de arroyada de la que puede albergar el cauce. Tal inun­ dación se considera crecida aun cuando es un suceso esperado y que no impide el cultivo tras su paso. La inundación estacional tampoco interfiere el crecimiento de densos bosques, los cuales están ampliamente distri­ buidos sobre los márgenes de los lechos de inundación en las regiones húmedas del globo. Descargas todavía más importantes de agua, raras y desastrosas, pueden ocurrir de una forma infrecuente cada 30 o 50 años, inundando lo� terrenos que se ubican sobre el lecho de inundación (figura 11.20) A fines prácticos, el Servicio Nacional de Meteorología de E E . U U . (National Weather Service) posee un sistema de alertas de avenidas mediante la designación de un área con una altura precisa, en un lugar determinado. Una vez se sobrepasa ésta se dice que el río se encuentra en fase de crecida, e indica que el nivel crítico ha sido ya alcanzado y que se espera que empiece la inundación. Inmediatamente que el caudal se sitúe en o por debajo del nivel de crecida se dice que el río se halla en fase de

encauzamiento .

Avance de

la

crecida río abajo

El aumento del nivel del río hasta su máxima altura, o cresta, seguido por una disminución gradual del mismo es conocida bajo el nombre de ola de crecida, que no es más que un gran aumento, y su posterior disminución, del caudal del río, y que corresponde a los tipos ya analizados en anteriores párrafos y que sigue, de este modo, las mismas directrices. La figura 11.21 A muestra el avance de una crecida en la dirección de la corriente sobre el sistema hidrográfico Chattooga-Savannah. En el río Chattooga, a su paso por Clayton (Georgia) el máxi­ mo de la crecida, o cresta, fue alcanzado rápidamente -un día después de la tormenta- siguiendo a ésp una rápida subsidencia. En el río Savannah, 105 km más aba­ jo, en Calhoun Fa lis (Carolina del Sur), la cresta de la crecida sucedió un día después de la tormenta inicial, pero el caudal resultó ser mucho mayor debido a que incluía una cuenca de drenaje también mayor. Más abajo todavía, a 153 km, en un lugar próximo a Clyo ( Georgia) el mismo río llegó a su máxima crecida cinco días des­ pués de la tormenta inicial con un caudal de 1 . 700 m3/s. Esta serie de tres hidrogramas muestra que: 1 . El tiempo de retardo en ocurrir la cresta de la avenida se incrementa a medida que avanzamos río abajo. 2. El período comprendido entre el ascenso y la dismi­ nución de la ola de crecida deviene mayor a medida que nos desplazamos río abajo, y que, por lo tanto, aumenta la cuenca hidrográfica. 3. El caudal aumenta, también, río abajo y a medida que el área de la cuenca de drenaje aumenta.

FIGURA 11.20. En marzo de 1936 el río Connecticut inundó parcialmente la ciudad de Hartford. El cauce del río se halla a su izquierda, sus márgenes están marcadas por una línea de árboles. (Fotografía oficial, 8th Photo Section, A. C . , U . S . Army . )

Avance de la crecida río abajo

201

La figura 11.21 B es una presentación algo diferente de los datos de la misma crecida en la que el caudal se ofrece en unidades de área (m3/s/km 2 ) , eliminando, de este modo, el efecto del aumento en el caudal río abajo y mostrándonos solamente la forma de la cresta de crecida.

Durante el 25 % de los años registrados, el valor máximo mensual se hallaba en estos límites.

Cuartil superior

Predicción de crecidas El Servicio Nacional de Meteorología trabaja en el Servi­ cio de Pronóstico de Avenidas ( River and Flood Forecas­ ting Service) a través de 85 oficinas localizadas en puntos estratégicos a lo largo de los grandes cursos fluviales de los Estados Unidos. Cada una de ellas trabaja en el pro­ blema de este pronóstico para las comunidades de un distrito asociado, situadas para poder operar sobre una o más cuencas fluviales. La cooperación conjunta es mante­ nida a través de diversas agencias que planifican la eva­ cuación de las áreas en peligro, y la mudanza o protec­ ción de propiedades vulnerables. En la figura 11.22 se utiliza un sencillo análisis para sugerir la probabilidad que un determinado máximo ni­ vel ocurra en un determinado mes del año. Cada barra está divida en cuartiles o grupos de 25 % que correspon­ den a los máximos niveles observados durante el mes. Los puntos en la parte superior e inferior de la barra nos ofrecen los niveles máximos y mínimos observados du­ rante el período total registrado. La gráfica para el río Mississippi en Vicksburg nos muestra un gran río que responde a las grandes crecidas primaverales que se ajustan a un ciclo anual. Todas las avenidas se han producido en los seis primeros meses del año. El río Colorado a su paso por Austin (Texas) ejem­ plifica un curso que drena una amplia región semiárida. 2000 60 000

m3/s

1500

Caudal pies'/s

40 000

1000

20 000

Máxima altura registrada

500

Durante el 50 % de los años, el valor máximo registrado se sitúa en estos 1 ím ites

Durante el 25 % de los años, el valor máximo mensual se situaba en estos márgenes.

Cuartil inferior

Menor valor mensual registrado en una crecida

FIGURA 1 1 .22. ( Gráfica superior y derecha) . Mediante gráficas como ésta se indica el máximo nivel alcanzado en cada mes, en porcentajes. A Ja derecha se encuentran estos porcentajes para cuatro ríos a lo largo del año. (Nacional Weather Service.)

Las crecidas estivales son producidas directamente por las lluvias torrenciales originadas por la invasión de ma­ sas de aire tropicales. Las avenidas de finales del verano y sus descensos, se atribuyen, a menudo, a tormentas tropi­ cales (huracanes) que se desplazan tierra adentro desde el golfo de México. El río Sacramento a su paso por Red Bluff (California) tiene sus crecidas estacionales durante el invierno, cuando las lluvias son intensas, pero a finales de verano el caudal disminuye a su mínima expresión pues constituye un período muy seco del clima medite­ rráneo. La gráfica de las crecidas esperadas para el río Connecticut en Hartford, muestra dos períodos estaciona­ les con avenidas. El más seguro de los dos sucede a principios de la primavera cuando se da la rápida fusión de las nieves sobre las montañas de Nueva Inglaterra. El segundo corresponde a otoño, cuando se dan violentas e intensas lluvias de tormenta, algunas de ellas huracana­ das, lo cual trae unos niveles excepcionalmente altos. La regulación de las avenidas en los grandes ríos se describe en el capítulo 16 en conexión con la morfología de los lechos de inundación.

Efectos hidrográficos de la urbanización

Pies'/s por milla cuadrada

40

2 3 4 5

6

7 8 9 10 1 1 12 1 3 14 o 0,4 m3/s

por km>

30

0,3

20

0,2

10

0,1

o

1 2 3 4 5

6

7 8 9 10 11 12 13 14 º·º

Tiempo en días

FIGURA 1 1 . 2 1 . Avances de las crecidas río abajo. (Según William G. Hoyt y Walter B. Langbein, Floods; Copyright 1955 por la Princeton University Press; figs. 8 y 1 3 , págs. 39 y 45. Reimpresión bajo permiso de Ja Princeton University Press.)

202

Las cuencas hidrográficas se alteran de dos maneras por el proceso de urbanización. Primero, un aumento del porcentaje de superficie impermeable á la filtración debi­ do a la construcción de tejados, calzadas, aceras, pavi­ mentos o plazas de aparcamientos. Se estima que en áreas residenciales para parcelas de 1.400 m 2 ·e1 área impermea­ bilizada suma un total del 25 %; para una parcela de 560 m 2 , el área impermeable es del 80 % . Un incremento en la proporción de superficies de este tipo reduce la infiltración y aumenta el agua arroyada procedente de un área urbanizada. Un resultado Jmpor­ tante es que se incrementa la frecuencia y altura del máximo de crecida durante intensas tormentas. Hay tam­ bién una reducción de la recarga del agua de saturación conllevando una disminución de la contribución del flu­ jo basal a los canales del área estudiada. De este modo, el cauce de las corrientes es mayor, tanto en los períodos de

Escorrentía y recursos bídrlcos

Río Mississippi, Viksburz, Miss.

Río Colorado, Austin, Tex.

1879 - 1944

1904 - 1944

pies

pies

m

50

15

Fase de crecida -----

13 m (43 pies)

40

m

40

10

30 Fase de crecida

10

-6 , 4 m -(21 pies)

-

30 5

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20

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10

20 5 10

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o

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E

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A

M

J

A

S

O

N

D

Río Connecticut, Hartford, Conn.

1871 - 1877, 1896 - l900, 1903 - 1944

������ 40

Río Sacramento, Red Bluff, Calif.

1891 - 1 944

m

10

Fase de crecida

5m ( 1 6 pies)

pies

30 20 10

estiaje en las sequías, como durante las avenidas, debido al proceso urbanizador. Un segundo cambio ocasionado por la urbanización es la introducción del alcantarillado que permite que la arroyada circule subterráneamente fuera de las zonas pavimentadas, yendo a desaguar direc­ tamente a los canales. El tiempo de progresión de la escorrentía hacia los cauces es acortado al mismo tiempo que es ·incrementada la cantidad de agua de arroyada por extensión de las superficies impermeabilizadas. Ambos cambios juntos cooperan en la reducción del tiempo de retardo tal como se puede observar en los hidrogramas de la figura 11.23. Las zonas suburbanas, cuya expansión ha sido muy acelerada, están ahora ocasionando que ciertas áreas resi­ denciales situadas en lugares bajos antiguamente libres de toda inundación, estén siendo amenazadas por este peligro debido al desbordamiento de las corrientes pró­ ximas. La necesidad de un estudio ponderado del terre­ no, así como una planificación del uso del suelo es obvio en tales casos, a fin de proteger al incauto comprador de parcelas, para instalar su casa, de una localización inade­ cuada expuesta a los peligros de inundación por desbor­ damiento de algún curso fluvial cercano. Una solución parcial al problema planteado por la

Lagos y embalses

canalización subterránea de las crecidas consiste en de­ volver la escorrentía superficial a la zona de saturación mediante una zanja de infiltración. Este programa ha sido adoptado en Long Island (Nueva York) donde la infiltra­ ción tiene altas proporciones debido a los materiales arenosos de origen glaciar que forman el sustrato donde se asienta. Otra posibilidad es la de disponer la escorren­ tía en pozos de recarga. En Orlando (Florida) el agua de arroyada de origen pluvial se hace entrar en pozos que conectan con el sistema de cuevas de roca caliza. La capacidad del medio edáfico para absorber la escorrentía sin necesidad de embalsamientos previos comienza a ser atractiva. Un ejemplo de ello lo constituye Fresno (Cali­ fornia) donde se han construido un gran número de pozos repletos de gravas. Éstos tienen un diámetro de 76 cm y reciben la escorrentía de las calles. Este sistema ha sido verificado con éxito en el drenaje del agua aportada por las tormentas.

Lagos y embalses Los lagos constituyen una parte integrante de los sistemas de drenaje y participan de la escorrentía del agua en el

203

Tiempo de retardo

Antes de urban izarse

Después de urban izarse

Tiempo (h) FIGURA 11.23.

Hidrogramas esquemáticos donde se reflejan Jos efectos de la urbanización en el tiempo de retardo y en el máximo de caudal en la crecida. Los puntos CMP y CMR son los centros de masas de precipitación y escorrentía, respectivamente, tal como en la figura 1 1 . 1 7 . (Según L.B. Leopold, 1 968, U . S . Geological Survey, Circular 554. )

ciclo hidrológico. Representan para el hombre un recur· so de la mayor importancia, en muchos sentidos, como por ejemplo: son grandes reservas de agua dulce, mantie­ nen los ecosistemas que proveen la alimentación huma· na. Actualmente el valor recreacional de los lagos se supone de creciente importancia. Donde los lagos no se encuentran de forma natural en las partes bajas de las cuencas de drenaje, el hombre los crea artificialmente emplazándolos a través de los cursos fluviales. Muchas regiones que antiguamente tenían la· gos artificiales se encuentran, ahora, suministradas abun­ dantemente. En cuanto se atraviesan con aeroplano tales regiones, el reflejo de la luz solar sobre cientos de estos embalses acaparan nuestra mirada. Algunos de ellos son tan sólo pequeños estanques para abastecer ranchos y granjas; otros cubren cientos de kilómetros cuadrados. Evidentemente la abundancia de tales reservas represen· ta una modificación ambiental con amplias repercusio­ nes. El término lago incluye una gran variedad de tipos de masas de agua cuyo único punto en común es que tienen una superficie de agua expuesta a la atmósfera y sin que exista un tamaño que pueda servir como punto de refe­ rencia. Estanques (pequeños generalmente con aguas po­ co profundas) , marismas y terrenos pantanosos con agua permanente pueden incluirse dentro de esta categoría. El agua de los lagos puede ser dulce o salada y pode· mos tener cierta dificultad para decidir si una masa de agua salada adyacente a un mar abierto puede clasificarse como lago o como extensión marítima. Una regla práctica para establecer este criterio es la de que una masa de agua costera no es lago si está sujeta al influjo del agua salada procedente del mar. Las superficies lacustres, sin embargo, pueden situarse por debajo del nivel marino.

204

Un ejemplo de ello lo constituye el mar Muerto cuya altura es de -396 m por debajo de la superficie del mar. El más extenso de los lagos es el mar Caspio, cuya altura es de -25 m bajo el nivel del mar. De forma significativa cabe decir que ambos lagos situados por debajo del nivel marino poseen agua salada. Las cuencas ocupadas por los lagos muestran una am­ plia variedad de orígenes, tantas como variedad de tama­ ños existen. Éstas se crean por procesos geológicos, y no constituiría sorpresa alguna que cada lago fuera origina­ do por cada categoría de proceso geológico. Un punto importante en el momento de hablar sobre lagos, es el que son resultado, la mayoría de ellos, de sucesos recientes en términos geológicos. Los lagos
Escorrentía y recursos bídrlcos

Superficie de erosión glaciar

FIGURA 1 1.24.

Estanques producidos por el afloramiento del nivel freático a la superficie en los terrenos muy arenosos de depósitos glaciares en Cape Cod, Massachussetts. (Fuente A.N. Strahler, A Geologist 's View of Cape Cod, Copyright 1966 por Arthur N. Strahler. Reproducción bajo permiso de Doubleday and Co.)

Lagos salinos y llanuras saladas Los lagos sin desagüe son característicos de las regiones áridas. En ellas, realizando un promedio año a año, la proporción de agua perdida por evaporación equilibra el aporte de los cursos de agua que allí desembocan. Si la afluencia se incrementara el nivel del lago ascendería. Al mismo tiempo aumentarían las dimensiones de su super­ ficie permitiendo una mayor evaporación y de este modo se alcanzaría un nuevo equilibrio. Si el lago no presenta­ se desagüe alguno, los sólidos disueltos en el agua proce­ dentes de los cursos que desembocan en él -general­ mente aquellos cuyas fuentes se hallan en las altas montañas distantes, donde existe un excedente hídrico­ irían aumentando, incrementando la salinidad del agua estancada. . La salinidad, o cantidad de sal presente, se refiere a la abundancia, o no, de ciertos iones comunes en el agua. Finalmente, los niveles de salinidad pueden alcanzar una proporción a partir de la cual precipitan en estado sólido. El control de Ja evaporación es un tema de la mayor importancia en Ja conservación de los suministros hídri ­ cos en Jos embalses realizados por el hombre, sobre todo en regiones de climas áridos. Esta situación ocurre cuan­ do un río alóctono es embalsado ( río alóctono es aquel que su curso se mantiene a través de una región árida mediante el agua de arroyada originaria en un lugar distante con excedente hídrico) . El río Colorado ejempli­ fica este tipo de ríos a su paso por Arizona. Un gran embalse como el de Lake Mead situado tras el de Hoover, presenta una enorme superficie de agua expuesta a una grave evaporación. Cuando el aporte de agua finaliza, un pantano que puede haber sido diseñado para albergar una gran canti­ dad de agua, en un clima árido, puede ocurrir que nunca se llegue a llenar del todo, puesto que hay un punto en el que la evaporación anual iguala el aporte anual. Pobremente drenadas, las cuencas pocos profundas (playas) acumulan una gran cantidad de sales solubles. Éstas forman unas planicies estériles de blanca sal (figura 17.12 ) . En raras ocasiones están cubiertas por una capa de agua poco profunda debida a las crecidas de los cauces de los ríos originados en las altas montañas. Una cantidad no menospreciable de desiertos salados han sido puestos en explotación con fines económicos que no han resultado infructuosos. Un ejemplo bien conoci­ do por el público en general es el bórax (borato de sodio, ampliamente utilizado como agente reblandece­ dor del agua) . En estuarios costeros poco profundos de clima desértico, la sal marina es recogida con fines eco-

Irrigación de los desiertos y salinización

nómicos permitiendo la evaporación de agua en salinas. Unas de las más conocidas son las de Rann of Kutch, situadas en la parte más occidental de la India, en tierras costeras del desierto tropical, cerca de Pakistán. En este lugar la evaporación de las aguas poco profundas del mar Arábigo ha provisto desde hace tiempo estos importantes yacimientos, el único producto de valor en la región.

Irrigación de los desiertos y salinización La interacción del hombre con el medio desértico tropi­ cal es tan antigua como la civilización en sí misma. Dos de los centros más antiguos de civilización -Egipto y Mesopotamia- se hallan en los desiertos tropicales. La clave de la afortunada ocupación de estos lugares por parce del hombre radica en la disponibilidad de amplios suministros de agua procedente de fuentes situadas fuera de ellos. Ello constituye una idea tan sobradamente co­ nocida que apenas necesita constatarse. Para Egipto y Mesopotamia los recursos hídricos procedían antigua­ mente de ríos alóctonos cuyo flujo se originaba en regio­ nes con excedente hídrico, y que por causas geológicas o cualquier otra causa fluían a través de la región desértica. Una mirada al mapa demográfico mundial nos permite observar que el área con menor densidad (1 persona por km 2 ) coincide aproximadamente con los desiertos tropi­ cales, mientras que donde existen corrientes fluviales foráneas o alóctonas que atraviesan éstas, aumenta Ja densidad de población. Los valles del Nilo, Éufrates, Tigris e Indo constituyen ejemplos del mundo antiguo . . . pero a l mismo tiempo y como ejemplo actual, e n l a costa desértica del Perú tenemos también una sustanciosa po­ blación dependiente de este tipo de ríos que se alimen­ tan en la cordillera de los Andes y que atraviesan el desierto costero hasta alcanzar Ja costa del Pacífico. ¿Puede el hombre incrementar la producción de ali­ mentos extendiendo la agricultura a los desiertos tropica­ les? Conseguir la floración del desierto es una idea ro­ mántica promovida en ambientes americanos por genera­ ciones de burócratas, políticos y urbanistas. ¿Estaban estos promotores de la irrigación trabajando con vistas a un interés público a largo plazo?. Solamente en años recientes los indeseables impactos de este gran proyecto se han puesto en la vanguardia de la actualidad. Podría­ mos haber leído el moderno guión de la opulencia y decadencia de la civilización mesopotámica. Los sistemas de irrigación en tierras áridas consisten en desviar el caudal de largos ríos como el Nilo, el Indo, el Jordán o el Colorado en un sistema distribuidor que

205

permite al agua infiltrarse en el suelo en áreas bajo cultivo agrícola. Fundamentalmente tales proyectos de irrigación presentan dos graves e indeseables problemas: la salinización y la anegación del suelo. El área irrigada está sujeta a pérdidas por evapotranspi­ ración muy intensas, de forma que las sales contenidas en el agua de irrigación permanecen en el suelo, aumentan­ do su concentración. A este proceso se le conoce bajo e l nombre d e salinización (las áreas así afectadas aparecen en las imágenes de teledetección de la Lámina A.2 de color blanquecino) . Por último, cuando la salinidad del suelo alcanza el límite de tolerancia por parte de las plantas, la tierra se convierte en estéril . Los métodos de prevención de este suceso pueden realizarse mediante la limpieza de estas sales, enviándolas a niveles inferiores y ello requiere la utilización de grandes cantidades de agua, superiores incluso a las necesarias para los cultivos. La infiltración de grandes volúmenes de agua ocasiona un aumento del nivel freático pudiendo, con el tiempo, aproximar la zona de saturación a la superficie del suelo. Este fenómeno es conocido como anegación. Los culti­ vos no pueden crecer en suelos perpetuamente saturados de agua. Además, una vez que el nivel freático aumenta hasta el punto que por capilaridad el agua pueda subir, la evaporación se incrementa y con ella la salinización. Uno de los mayores proyectos modernos afectados ne­ gativamente por la salinización y la anegación se ubica en las partes bajas de la cuenca del río Indo, en Pakistán. El promedio anual de ascenso de agua del nivel freático a la superficie es de 0,3 m, mientras que el incremento anual en tierras afectadas por este mal se sitúa en el orden de las 20.000 ha. La cuestión de la extensión de la irrigación de la agri­ cultura en el sudoeste de los Estados Unidos fue estudia­ do por el "Committee on Arid Lands of the American Association for the Advancement of Science" . En su infor­ me de 1972 este comité recomendaba que la importación de agua adicional para irrigación, en gran escala, del sudoeste americano desde grandes distancias, solamente se debería realizar donde existiesen firmes razones para hacerlo. Una de éstas era la rápida disminución del agua de saturación en distritos que presentaban irrigación. La segunda era para contrarrestar el aumento de la saliniza­ ción en áreas, también, bajo irrigación. En resumen el comité estaba de acuerdo en proporcionar agua solamen­ te en el caso que se preveiese un desbarajuste social y económico en regiones con irrigación establecida. La lección es que la búsqueda de nuevas regiones para establecer la agricultura debería realizarse en aquellos lugares más favorables donde no existiesen tamañas pér­ didas de agua por evaporación.

Contaminación del agua En este capítulo hemos examinado el flujo hídrico en sí mismo, algo someramente, pero desde el punto de vista de los hidrólogos. Los cursos fluviales, lagos, pantanos y marismas son hábitats especializados de animales y plan­ tas; sus ecosistemas son particularmente sensibles a cam­ bios inducidos por el hombre en el balance hídrico y en la química del agua. No solamente hace de nuestra socie­ dad actual un continuo de cambios físicos radicales en el flujo de agua por trabajos de ingeniería (embalses, siste­ mas de irrigación, canales, canales de dragado . . . ) sino también hace que contaminemos las aguas superficiales con una amplia variedad de residuos, algunos de los

206

cuales están en forma soluble, como iones en solución. E l tema de la calidad del agua es apropiado para discutir­ lo en este capítulo. La introducción de sedimentos mine­ rales en las aguas superficiales como resultado de pertur­ baciones en la superficie terrestre es adecuado para el capítulo 16. La contaminación química por depósito directo en co­ rrientes y lagos de residuos generados en las plantas industriales es un fenómeno bien conocido por el públi­ co en general y puede ser visto directamente en todas las comunidades industriales de los Estados Unidos. El desa­ güe directo de aguas residuales sin tratamiento previo, o parcialmente tratadas, es otra forma de contaminación directa de estos medios. En áreas urbanas y suburbanas las materias contami­ nantes que penetran en cursos fluviales y lagos, incluye las sales utilizadas para el deshielo, abonos de jardinería (cal y fertilizantes) y efluencia de aguas residuales. En regiones agrícolas una importante fuente de contaminan­ tes lo constituyen los fertilizantes y los abonos proceden­ tes del ganado. Las fuentes más importantes de contami­ nación están relacionadas con la minería y el procesado de los minerales. La posibilidad de contaminación a tra­ vés de substancias radiactivas liberadas por las plantas nucleares, también entran dentro de este apartado. Entre los contaminantes químicos más comunes tanto en el agua superficial como en el agua de saturación tenemos los sulfatos, nitratos, fosfatos, cloruros, e iones de sodio y calcio. Los iones de sulfato penetran por escorrentía, procedente de la sedimentación en tierra de estas partículas del aire urbano contaminado, y por efluencia de aguas residuales. Las fuentes más importan­ tes de iones de nitrato son los fertilizantes y por la efluencia de aguas residuales, también. Los iones fosfato provienen en parte de abonos, y en parte de detergent es de las aguas residuales. Éstos, junto con los nitratos, son nutrientes de las plantas y pueden llevar a u n. crecimien­ to desmesurado de algas en lagos y corrientes. Este pro­ ceso se l lama eutrofización. Los iones cloruro y sodio provienen ambos de la sedimentación de los contaminan­ tes del aire y por las sales de deshielo utilizadas en carreteras. Se registran casos de pozos suministradores de agua cercanos a carreteras y que han llegado a contami­ narse por aplicación de este tipo de sales. Una forma de contaminación química del agua superfi­ cial se expresa bajo el nombre de drenaje de ácidos en minas. Es una importante forma de degradación del me­ dio que se da, por ejemplo, en gran parte de los Apala­ ches, donde están concentradas una gran cantidad de minas de carbón abandonadas y de explotaciones a cielo abierto. El agua de saturación que emerge en las minas abandonadas y rezuma en minas a, cielo abierto cuyos márgenes estén deteriorados, es cargado con ácido sulfú­ rico y diferentes sales metálicas, y en particular de hierro. El ácido sulfúrico está formado por la reacción del agua con sulfatos de hierro, en particular con la pirita (Fe S ) , 2 el cual es u n componente básico d e las vetas d e carbón. El agua de este origen puede tener efectos nocivos para la vida animal . En ciertas concentraciones resulta letal para ciertas especies de peces y ha causado, _algunas veces, grandes mortandades en los ríos. Las aguas acidifi­ cadas causan corrosión en botes y en diques. Fuentes gubernamentales han estimado que cerca de 10.000 km de cursos fluviales en este país, y además casi 100 km 2 de embalses y lagos están seriamente afectados por este tipo de contaminación. A todo ello hemos de añadir un indeEscorrentía y recursos bfdrlcos

seable subproducto que se deposita en los cauces de los ríos, éste es la sedimentación del hierro que forma los limos rojos y amarillos. El ácido sulfúrico se puede producir a partir del drena­ je de minas donde se explotan vetas sulfurosas, o bien a partir de los residuos de las plantas de procesado de estas minas. Tal tipo de contaminación química incluye tam­ bién sales diversas de metales tóxicos, y entre ellos tene­ mos el zinc, el plomo, el arsénico, el cobre y el aluminio. Todavía otra fuente más de este tipo de contaminación, lo constituye el radio derivado de los residuos obtenidos en las plantas de procesamiento del uranio. Los metales tóxicos, como el mercurio, junto con los pesticidas, y una serie inacabable de productos químicos industriales, están siendo introducidos en las corrientes y lagos en cantidades localmente dañinas o letales para las comunidades vegetales y animales. Añadido a todo ello, no podemos olvidar el efecto de las aguas residuales que introducen vida bacteriana y vírica y que pertenecen a la categoría de los contaminantes biológicos. E llos están poniendo a prueba la salud de la humanidad y la de los animales. La contaminación térmica es un concepto aplicado generalmente al aporte de calor en el medio a partir del consumo de combustibles fósiles y de energía nuclear para convertirla en energía eléctrica. La contaminación térmica del agua toma forma de grandes descargas de agua caliente en las corrientes, lagos y estuarios. De esta manera la contaminación térmica en el medio ambiente puede convertirse, a nivel local, en algo que se revista de características drásticas.

El agua dulce como recurso natural El agua dulce es una fuente básica natural para las diver­ sas actividades agrícolas e industriales del hombre. Por un lado, la escorrentía retenida en embalses suministra agua a los grandes centros urbanos, tales como las ciuda­ des de Nueva York o Los Ángeles; por otro lado, el desvío de largos ríos, provee de agua para la irrigación de las tierras bajas de climas áridos, convirtiéndolos en auténti­ cos vergeles. Pero a todos estos usos de la escorrentía hemos de añadir otro más, el de la energía eléctrica a partir de los saltos de agua, en terrenos abruptos, o bien su uso en las comunicaciones terrestres, mediante los canales fluviales, allá donde la pendiente es suave . Contrariamente al agua de saturación·, que representa una gran masa de agua almacenada, el agua superficial

El agua dulce como recurso natural

tan sólo es posible almacenarla en pequeñas cantidades (con excepción del sistema de los Grandes Lagos) . Refi­ riéndonos de nuevo a la figura 10 .5, obsérvese que la canridad de agua disponible en el subsuelo es 20 veces mayor que el agua dulce .almacenada en los lagos, y que el agua que circula por los cursos fluviales representa 1/100 parte que la que hay en los lagos. Debido a esta pequeña capacidad para almacenarla, el agua superficial solamente puede ser extraída en una proporción compa­ rable a su renovación anual a través de la precipitación. Los embalses están construidos para desarrollar una capa­ cidad útil de depósito, porque de otro modo el agua de arroyada se perdería en el mar; pero una vez tales reser­ vas están completamente llenas, el uso del líquido ele­ mento debe ser administrado para contrarrestarlo con el aporte natural medio a lo largo del año. El desarrollo de suministros de agua superficial comporta muchos cam­ bios en el medio ambiente, tanto físicos como biológi­ cos, y deben tenerse en cuenta en el momento de planifi­ car futuras reservas para suministrar agua. Estudios llevados a cabo en los Estados Unidos sobre los recursos hídricos, llegan a la conclusión que para las diversas naciones en su conjunto existe suficiente sumi­ nistro de agua por lo menos para algunas décadas, pero para regiones individuales, sin embargo, se puede prever cierta escasez que solamente puede ser evitada a partir de transferencias de regiones con excedente. Las enormes concentraciones urbanas e industriales sobre un área de­ terminada (por ejemplo el condado de Los Ángeles, o la región de la ciudad de N uev:i. York) necesitan del desa­ rrollo de superficies de agua facilitadas desde regiones más distantes y elevadas además de todo un sistema de transporte de agua (como los vulnerables y caros acue­ ductos) y es solamente de esta forma que la carestía puede ser evitada. Junto a estos problemas de distribu­ ción del agua, hemos de sumar el de su contaminación. Si la calidad de los suministros de agua dulce continúa degradándose, deberemos recurrir a los cada vez más caros tratamientos del agua, necesarios para reservar el uso de agua dulce. En estos últimos años se ha puesto énfasis en encontrar alternativas al traspaso del agua para resolver el problema de la demanda creciente. La solución más básica es la de la reducción del uso del agua y particularmente en el despilfarro que se hace en las ciudades y en las descomu­ nales demandas para irrigación de tierras áridas. Es obvio, a modo de conclusión final, que la administración de este preciado bien envuelve un amplio espectro de facto­ res de índole diferente : económico, político y cultural.

207

CAPÍTULO

12

Los tnateriales de la corteza terrestre

Ahora que hemos completado el estudio de la atmósfera e hidrosfera -los reinos gaseoso y líquido de nuestro planeta- podemos estudiar la litosfera -el reino sólido inorgánico-. Desde el punto de vista del medio ambien­ te del hombre, la zona más importante de la parte sólida de la tierra es la capa exterior -la corteza de la tierra-. Esta envoltura mineral, de 17 km de espesor medio para el conjunto del globo, está formada por los continentes y las cuencas oceánicas, y es la fuente de los suelos y sedimentos, de las sales marinas, los gases de la atmósfe­ ra, y el agua de los océanos, de la atmósfera y de la tie­ rra. La figura 12.1 muestra el orden de los ocho elementos más abundantes en la corteza terrestre en relación con sus porcentajes relativos en peso. El oxígeno (O), es el elemento predominante , constituyendo casi la mitad del peso total. El segundo elemento más abundante es el silicio (Si). El oxígeno es el elemento principal en las 50 %

Rocas y minerales

40

30

20

10 3,6 o

sustancias orgánicas. El silicio es utilizado en menor cantidad por las plantas. El aluminio (Al) y el hierro (Fe) ocupan el tercer y el cuarto lugar en la lista. Ambos son nutrientes necesarios para las plantas, aunque en pequeñas cantidades. Ambos metales tienen una importancia primordial en la civiliza­ ción industrial, y es una suerte que sean elementos abun­ dantes, comparativamente hablando. Después aparecen cuatro elementos metálicos: calcio (Ca), sodio (Na), po­ tasio (K) y magnesio (Mg), los cuatro se sitúan entre un 2 y un 4 % en el orden de abundancia. El calcio, potasio y magnesio son importantes nutrientes de las plantas; su presencia es esencial si un suelo tiene que poseer un elevado nivel de fertilidad. Si extendiéramos la lista, en noveno lugar se encontra­ ría el titanio, seguido por el hidrógeno, fósforo, bario y estroncio, en este orden. Tanto el hidrógeno (H) como el fósforo (P) son elementos nutrientes esenciales para el crecimiento de las plantas. El hidrógeno, combinado con e 1 oxígeno en forma de agua (H20) es utilizado por las plantas para formar moléculas orgánicas .

Oxígeno

Silicio

Aluminio

FIGURA 1 2 . 1.

Hierro



Calcio

Sodio

Potasio

Magnesio

La composición media de la corteza terrestre viene dada aquí en términos de porcentaje en peso de los ocho elementos más abundantes.

208

Los elementos de la corteza terrestre se organizan en componentes que conocemos con el nombre de minera­ les. Un mineral es una sustancia inorgánica y natural, que posee una composición química definida y una es­ tructura atómica característica. Existe un enorme número de variedades de minerales, junto a un gran número de combinaciones entre ellos para formar rocas. Una roca se define normalmente como un agregado de minerales en estado sólido. Las rocas presentan una am­ plia gama de composiciones, características físicas y eda­ des. Una roca determinada está compuesta generalmente por dos o más minerales, y normalmente hay muchos otros minerales presentes; sin embargo, algunas varieda­ des de rocas están formadas casi enteramente por un único mineral. La mayoría de las rocas de la corteza terrestre son extremadamente antiguas en términos de

Los materiales de la corteza terrestre

tiempo humano, ya que la época de formación se extien­ de muchos millones de años hacia atrás en el tiempo. Pero también se están formando rocas en este mismo momento, cuando un volcán emite lava que se solidifica al contacto con la atmósfera. Las rocas de la corteza terrestre se dividen en tres tipos: (1) Rocas ígneas que se solidifican a partir de materia mineral en estado de fusión a causa de altas temper:ltu­ ras, esto es, a partir de magma. (2) Rocas sedimentarias, que están formadas por acumulaciones estratificadas de partículas minerales derivadas en varias formas de las rocas preexistentes. (3) Rocas metamórficas, son rocas ígneas o sedimentarias que han cambiado físicamente y químicamente al estar sometidas a calor y a altas presio­ nes durante los movimientos orogénicos. Aunque hemos descrito estas tres clases de rocas en un orden convencio­ nal, en este capítulo veremos que, obviamente, ninguna clase ocupa el primer lugar en términos de su origen. Por el contrario, forman un circuito continuo, a través del cual los minerales se han ido reciclando durante muchos millones de años de tiempo geológico.

Minerales silíceos

Las rocas ígneas forman la mayor parte de la corteza terrestre. Prácticamente todas las rocas ígneas están for· madas por minerales silíceos, que son todos aquellos compuestos que contienen átomos de silicio en combina­ ción con átomos de oxígeno en una fuerte unión. En la estructura cristalina de los minerales silíceos, un átomo de silicio está unido a cuatro átomos de oxígeno forman­ do una unidad del compuesto. La mayoría de minerales silíceos contienen también uno, dos o más de los ele­ mentos metálicos que aparecen en la figura 12.1 . L a figura 12.2 d a los nombres y l a composición química de los siete minerales silíceos más importantes, o grupos de minerales silíceos. La mayoría de rocas ígneas están formadas por dos o más de estos minerales en proporcio­ nes variables. Uno de los minerales más comunes en varios tipos de rocas es el cuarzo, compuesto de dióxido de silicio (Si02), seguido por cinco grupos de minerales formando los aluminosilicatos debido a que todos contienen aluROCAS ÍGNEAS Diorita Andesita 2,8

Nombre del mineral

Cuarzo

Feldespato potásico (ortoclasa) o (.)

Si02

2,6

(K, Na) A1Si308

2,6

r--����

¡¡;

_, ·UJ

TI 11

Sódico � (rico en sodio) §

u..

Feldespato plagioclas

Intermedio

"'

B "' �

Cálcico (rico en calcio)

·¡;; o e

E

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NaAISi308

2,6



Peridottta

Ounita

3,3

3,3

27% ] 2% o (.)

40% 1%

�,..-���

·UJ u..

15%

61%

ro '-'

§

Gabro Basalto 3,0

CaAl2Si208

2,8

43%

::>

;.: Biotita (grupo de la mica)

o (.) ¡;: ·< :::;:

Aluminosilicatos complejos de K, Mg, y Fe, con agua

2,9 2

Grupo anfíbol (hornblenda)

Aluminosilicatos complejos de Ca, Mg y Fe

3,

Grupo de los piroxenos (augita)

Aluminosilicatos complejos de Ca, Mg y Fe

3,3

(Mg, Fe)2Si04

3,3

Olivino

12% 12% 16%

17% 18%

o (.) ¡;: -<(

:::;:

57% 40%

ULTRAMÁ FICO

100%

FIGURA 1 2 .2 . Cuadro simplificado de los minerales silíceos comunes y de las rocas ígneas más abundantes. (A partir de A.N. Strahler, Planet Earth: lts Physical Systems Through Geologic Time, Harper and Row Publishers, figura 7.3. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

Minerales silíceos

209

minio. Aparte aparecen dos grupos de feldespatos: el feldespato potásico, que contiene potasio (K) como ion metálico dominante, pero el sodio (Na) aparece frecuen­ temente en diferentes proporciones. El feldespato plagio­ clasa forma series continuas, comenzando con varieda­ des ricas en sodio, y pasando gradualmente por propor­ ciones mayores de calcio o de variedades ricas en calcio. Un mineral perteneciente al grupo de la mica que es conocida por su propiedad de dividirse en láminas muy delgadas y flexibles es la biotita, una mica oscura con una fórmula química compleja. El potasio, magnesio y hierro se hallan presentes en la biotita, junto con el agua. El grupo anfíbol, del cual la hornblenda, un mineral oscuro, es representativo, es un complejo aluminosilicato que contiene calcio, magnesio, hierro y agua. Similar en su apariencia exterior y en los elementos que lo componen es el grupo de los piroxenos. El último en la lista es el olivino, un mineral verdoso y denso, que es un silicato de magnesio y hierro pero sin aluminio. La densidad es una importante propiedad de un deter­ minado mineral. La densidad se define como la masa de sustancia por unidad de volumen y viene dada en gramos por centímetro cúbico (g/cc). (La densidad del agua pura es 1,0 g/cc.) Observando la lista de densidades de los minerales silíceos de la figura 1 2.2, nos daremos cuenta de que hay un progresivo aumento desde el menos denso (cuarzo, 2,6 g/cc) al más denso (olivino, 3,3 g/cc). Este cambio refleja el descenso en la proporción de aluminio y sodio, elementos de bajo peso atómico, y el aumento de la proporción de calcio y hierro, elementos de pesos atómi­ cos considerablemente mayores. La lista se divide en dos grandes grupos de minerales silíceos: los minerales félsicos, formados por el cuarzo y los feldespatos y los minerales máficos, formados por los silicatos ricos en magnesio y hierro. La palabra félsico es una combinación de "fel", por feldespato, y "si" por sílice. La sílaba "ma"de máfico corresponde al magnesio, y la letra "f' al hierro (Fe). Los minerales félsicos tienen un color claro y una baja densidad, comparativamente hablando; los minerales máficos son oscuros y de mayor densidad. Dos importantes minerales máficos que no son silica­ tos aparecen en muchas rocas ígneas. Son la magnetita, un óxido de hierro (Fe304) y la igmenita, óxido de hierro y titanio (FeTi03) . Estos dos minerales son negros y tienen elevadas densidades -de 4,5 a 5 , 5 g/cc. Magmas silíceos

Desde el punto de vista geológico, los minerales silíceos pueden ser vistos como los materiales fundamentales, a partir de los cuales los otros grupos de rocas -sedimenta­ rias y metamórficas- se han creado. Aproximadamente el 99 % de las rocas ígneas de la corteza terrestre están formadas por Jos siete minerales silíceos o grupos mine­ rales que aparecen en la figura 1 2.2. El resto está formado por minerales secundarios, aunque su número es muy grande. Afortunadamente, los ocho minerales o grupos silíceos se combinan para formar aproximadamente una docena de variedades de rocas ígneas. Simplificaremos la lista a cinco tipos representativos de rocas. Las rocas ígneas derivan de los magmas silíceos, forma­ dos en el interior de la tierra a muchos kilómetros de profundidad, en condiciones de elevadas temperaturas y

210

presiones. Aquí los magmas tienen probablemente tem­ peraturas del orden de los 500 a 1.200º e y presiones de 6.000 a 12.000 veces mayores que la presión atmosférica al nivel del mar. Cuando el magma se enfría en o cerca de la superficie, la cristalización se produce bajo unas ciertas temperatu­ ras y presiones críticas. A través de una compleja serie de interacciones, los ocho elementos de la figura 1 2. 1 se reúnen en compuestos como cristales individuales de varios minerales silíceos. Las características de las rocas ígneas que están formadas por la cristalización, varían enormemente dependiendo de la composición inicial del magma y del proceso de enfriamiento. Elementos volátiles en los magmas

En el origen de la atmósfera e hidrosfera tiene enorme importancia Ja presencia en los magmas de otras substan­ cias, además de los elementos de las rocas silíceas solidi­ ficadas. Estas sustancias se conocen como elementos vo­ látiles porque se encuentran en estado líquido o gaseoso a temperaturas mucho más bajas que Jos compuestos silíceos. En consecuencia, los elementos volátiles están separados del magma cuando se enfría y solidifica. Estas sustancias pasan a la atmósfera desde los volcanes y des­ de las corrientes gaseosas en las localizaciones geoter­ males. A partir del análisis de muestras de gas recogidas en las erupciones volcánicas, sabemos que el agua es el mayor constituyente del grupo volátil. La tabla 12.1 muestra los elementos volátiles que se han encontrado en los gases emanados del magma de los volcanes activos de las islas HawaL Para poder realizar una comparación, la tabla muestra Ja proporción de los mismos elementos en la atmósfera e hidrosfera. Hay que recalcar que Ja presencia de varios constituyentes es del mismo orden de magnitud en ambas columnas. La emanación de elementos volátiles de Ja corteza terrestre es la fuente del agua de la hidrosfera, así como de _gases atmosféricos como el dióxido de carbono, nitró­ geno, argón e hidrógeno. Los compuestos de cloro y azufre presentes en el agua de Jos océanos han tomado el cloro y el azufre de esas emanaciones. Podemos concluir afirmando que los magmas silíceos, junto con los ele­ mentos volátiles presentes en ellos, han proporcionado a través de los tiempos geológicos casi todos los compo­ nentes esenciales de Ja atm5sfera, hidrosfera y litosfera.

Tabla 1 2 . 1 .

Gases volátiles d e los magmas Gases de los volcanes Mauna Loa y Kilauea (porcentajes en peso)

Agua, H20

60

Volátiles libres en la atmósfera y en la hidrosfera de la tierra (porcentajes en peso) 93

Carbono, como gas C02 Azufre, S2 Nitrógeno, N2 Argón, A Cloro, Cl2 Hidrógeno, H2 Flúor, F2

24 13 5,7 0,3 0,1 0,004

5,1 0,13 0,24 Indicios

1,7 0,07 Indicios

Los materiales de la corteza terrestre

FIGURA 12.3.

Visto de cerca este granito, roca intrusiva de grano grueso, se observa que está formado por cristales estrechamente unidos de unas pocas especies minerales.

Textura de las rocas ígneas

Las rocas ígneas no sólo se clasifican por su composición mineral, sino también por el tamaño de los cristales que las componen. El término textura se refiere tanto al tamaño del cristal como a la ordenación de los cristales de diferentes medidas. El enfriamiento gradual de un magma encerrado entre rocas sólidas provoca la formación de grandes cristales, y origina las rocas ígneas intrusivas, con textura de grano grueso (figura 12.3). El magma que alcanza la superficie de la tierra a través de grietas, formando corrientes de materia, se denomina lava (figura 12 .4). La lava se clasifi ca como roca ígnea extrusiva. El rápido enfriamiento de la lava produce pequeños cristales que generalmente no se distinguen a primera vista y dan a la roca una textura de grano fino. Cuando la solidificación es muy rápida se produce un vidrio volcánico natural; la variedad negra se denomina obsidiana (figura 12.5, derecha). Cuando se expanden los gases que contiene el magma puede llenar las rocas de cavidades, originándose una roca porosa y esponjosa conocida con el nombre de escoria o pumita (figura 12.5, izquierda). Los volcanes activos emiten grandes cantidades de par­ tículas sólidas formadas por el rápido enfriamiento del magma impulsado por la liberación explosiva de gases bajo gran presión. Estas partículas vuelan por el aire y se posan en el suelo a distancias variables, dependiendo de su peso y de la intensidad de los vientos predominantes. Las partículas más pequeñas que tienen la forma de dimi­ nutos fragmentos de cristal, recorren grandes distancias y se acumulan en capas de cenizas volcánicas. Más tarde incluiremos las cenizas volcánicas en una de las clases de sedimentos (sedimentos piroclásticos). Partículas del ta­ maño de la grava o de guijarros caen rápidamente. El término colectivo que designa a todas las partículas sóli­ das de cualquier tamaño, expulsadas por los volcanes es ·

FIGURA 12.4. Corriente de lava basáltica recientemente solidificada, con una textura superficial deteriorada. Cráteres del Monumento Nacional de la Luna en Idaho. (George A. Grant, Departamento de Interior de los Estados Unidos.)

grueso. Sus nombres aparecen en la parte superior de las columnas de la figura 12.2. En el caso de las tres primeras rocas aparecen los tipos extrusivos equivalentes (lavas). Las barras de anchura variable con porcentajes muestran la composición mineral típica de estas rocas ígneas. El granito y su equivalente extrusiva, la riolita, son ricas en cuarzo y feldespato potásico, y tienen cantidades más pequeñas de plagioclasa sódica, biotita y anfíbol. La diorita y su equivalente extrusiva, la andesita, carecen casi por completo de cuarzo y feldespato potásico, y domina el feldespato plagioclasa, con pequeñas cantida­ des de minerales máficos. Continuando en la dirección del dominio de los mine­ rales máficos, llegamos al gabro y a su equivalente, el basalto. En este caso, el feldespato plagioclasa es del tipo cálcico, constituyendo casi la mitad de la roca, mientras el piroxeno forma el resto. En una variedad común del basalto, se encuentra olivino en lugar de una parte del feldespato.

tefra. Clasificación de las rocas ígneas

Utilizando la clasificación de las rocas ígneas más simple posible, podemos señalar cinco tipos de rocas de grano

Clasificaci6n de las rocas ígneas

FIGURA 12.5. Una lava esponjosa, conteniendo gases, solidifica formando una escoria porosa y clara (izquierda). La lava enfriada rápidamente puede formar un vidrio volcánico oscuro (derecha).

211

La roca que sigue, la peridotita, no es abundante .en la corteza pero probablemente forma la mayor parte de la siguiente capa, el manto. Está corppuesta fundamental­ mente de piroxeno y olivino. Finalmente la dunita, una roca rara compuesta casi por completo de olivino, es un ejemplo del extremo máfico de las series minerales. El granito y la diorita, rocas ricas en minerales félsicos, se definen colectivamente como rocas félsicas, mientras el gabro y el basalto son rocas máficas; los tipos máficos extremos forman las rocas ultramáficas. Las densidades de las rocas ígneas son proporcionales a las densidades de los minerales que las componen. De esta forma el granito tiene una densidad aproximada de 2,7 g/cc; el gabro y el basalto, alrededor de 3,0; y la peridotita y dunita 3,3.

ción de la roca tienden a acumularse en una capa deno­ minada regolita (figura 1 2.6). La regolita gradualmente se convierte en una roca sólida e inalterable denominada roca madre. La regolita, además, proporciona la base de los sedimentos, que consisten en partículas de minerales separadas, transportadas y depositadas en un medio flui­ do, que puede ser el agua, el aire o el hielo de los glaciares. La regolita y los sedimentos comprenden los materiales básicos para la formación del verdadero suelo, una capa superficial capaz de mantener el crecimiento de las plantas. Nuestro objetivo es ahora explicar los procesos físicos y químicos que forman la regolita y los sedimentos debido a que esta información es esencial para comprender los procesos de la formación del suelo.

Meteorización de las rocas

Meteorización física

Los poetas y los escritores publicitarios nos aseguran que las losas de granito pulimentado son un monumento perpetuo en un mundo cambiante. Sin embargo, en reali­ dad, la superficie del medio ambiente está débilmente preparada para la protección de una roca ígnea formada bajo condiciones de alta presión y alta temperatura. Mu­ chos minerales silíceos formados en el magma no resis­ ten durante mucho tiempo, geológicamente hablando, a la exposición a las bajas presiones y temperaturas atmos­ féricas, sobre todo debido a que el oxígeno, dióxido de carbono y agua son abundantes. Las superficies de la roca son también atacadas por f1,1erzas físicas de desintegra­ ción, que tienden a fracturar las rocas ígneas en peque­ ños fragmentos y a separar sus minerales, grano a grano. La fragmentación es esencial para las reacciones quími­ cas que se producen a continuación, debido a que se aumenta el área de la superficie del mineral expuesta al ataque de las soluciones químicas activas. Meteorización es el término general aplicado a la ac­ ción combinada de todos los procesos que causan la desintegración física de la roca y su descomposición química debido a la exposición en o cerca de la superfi­ cie de la tierra. Los productos resultantes de la meteoriza-

FIGURA 12.6.

En un corte de la falda de una montaña, la roca madre (fragmentada en bloques) asciende en la regolita. Justo debajo de la superficie se encuentra el suelo, en el cual penetran las raíces de las plantas.

212

Los procesos de meteorización física transforman la roca masiva en finas partículas debido a la acción de esfuerzos que son suficientes para fracturar la roca. Uno de los más importantes procesos de meteorización física es la ac­ ción del hielo que consiste en el repetido crecimiento y fusión de los cristales de hielo en los poros o en las fracturas de la roca madre. En casi todas partes, la roca madre está dividida en bloques por sistemas de fracturas (figura 1 2.6). Las rocas ígneas o cualquier otro tipo de roca, raramente están desprovistas de numerosas grietas que permiten la entrada del agua. Por supuesto la acción del hielo está limitada a los climas alpinos de altas latitu­ des. Como las rocas ígneas se debilitan por la descompo­ sición química, el agua puede penetrar en las superficies de contacto entre los granos de mineral; aquí el agua puede helarse y ejercer enormes fuerzas que separan los granos. Fuertemente relacionado con el crecimiento de los cristales de hielo se encuentra el proceso del crecimien­ to de cristales de sal en fracturas y otras cavidades de la roca. Este proceso es muy activo en los climas secos. Durante largos períodos secos, el agua que se encuentra dentro de la roca es impulsada hacia la superficie por la fuerza de la capilaridad. Este agua lleva sales minerales disueltas. Cuando se produce la evaporación, quedan dentro diminutos granos de sal. La fuerza producida por el árecimiento de esos cristales es capaz de originar la desintegración grano por grano de toda la capa rocosa exterior. El mismo proceso puede también verse en ac­ ción en las piedras y en el hormigón de los edificios. La sal, extendida por las calles en invierno para... evitar el hielo, es muy efectiva en !.a desintegración de las estruc­ turas de roca y hormigón del suelo. Otro proceso de destrucción de las rocas es el cambio de temperatura. Los minerales que forman las rocas se dilatan con el calor, pero se contraen con el frío. Cuando la superficie de la roca se encuentra expuesta diariamen­ te a un intenso calentamiento por los rayos directos del sol, alternando con un intenso enfriamiento por la radia­ ción de onda larga nocturna, la consiguiente dilatación y contracción de los granós minerales tiende a separarlos. Con el suficiente tiempo, en el que se produzcan dece­ nas de miles de ciclos diarios de dilatación y contracción, el efecto acumulado puede ser importante como agente de meteorización física. El intenso calor de los incendios forestales origina la rápida descamación de la superficie de las rocas. Las raíces de las plantas, creciendo entre las fracturas

Los materiales de la corteza terrestre

de las rocas y a lo largo de diminutas grietas entre los granos de los minerales ejercen una fuerza expansiva que tiende a ampliar esas aberturns. El esfuerzo y el resque­ brajamiento en determinadas direcciones, producidos por el crecimiento de las raíces de los árboles es una evidencia de la efectividad de las plantas al contribuir a la meteorización física. En el capítulo 15 estudiaremos las formas producidas por la meteorización física. Nuestro propósito ahora ha sido revisar la meteorización física como un proceso que contribuye a la formación de la regolita y de los sedimen­ tos. Tamaño de la.S partículas minerales

La meteorización física, con los procesos a los que las partículas minerales están sometidas cuando son trans­ portadas por los ríos, olas y corrientes, viento y hielo, reduce continuamente esas partículas a diámetros cada \ , vez mas pequeños. Las partículas grandes, como los guijarros, son reducidas por el proceso de abrasión, el desgas­ te de la superficie . La abrasión produce miríadas de partí­ culas muy pequeñas. Cuando una partícula es reducida por abrasión al tamaño de un grano de arena, es rápida­ mente pulverizada entre fragmentos mucho mayores. Para describir todos estos procesos es necesario un siste­ ma de gradación del tamaño de las partículas. El Departamento de Agricultura de los Estados Unidos ha establecido límites de tamaño y nombres para varios grados de partículas minerales en los suelos. La tabla 12.2 muestra estos grados. Las tres categorías básicas son la arena (2,0 a 0,05 mm), el limo (0,05 a 0,002 mm) y la arcilla (más pequeña que 0,002 mm). La arena se subdi­ vide en cinco subgrados, los límites de tamaño de los cuales vienen dados en la tabla. Aunque grandes partícu­ las están generalmente presentes en el suelo, se eliminan de la investigación cuando se analiza una porción del suelo. Los grados de tamaño más grandes de las partícu­ las sedimentarias son los guijarros (2 a 64 mm), los cantos (64 a 256 mm) y los bloques (más de 256 mm). La clasificación de las arcillas con diámetros inferiores a 0,002 mm o 2 minas, alcanza hasra 0,0 0 1 micras. Las arcillas inferiores a 0,01 micras se denominan coloides. Una propiedad de los coloides es su capacidad de perma­ necer indefinidamente en suspensión en el agua, una vez

FIGURA 12.7. Granos redondeados de cuarzo procedentes de una antigua arenisca. El diámetro medio de los granos es de 1 mm. (Andrew Mclntyre, Universidad de Columbia, Nueva York.)

que las partículas se han dispersado" (separadas unas de otras). Una suspensión coloidal aparece turbia o densa. Los granos de arena, al igual que los guijarros y los cantos, tienen a menudo una forma redondeada como resultado de la lenta abrasión mecánica producida duran­ te el transporte por el agua o el viento. Los granos esféri­ cos de cuarzo de la arena gruesa, mostrados en la figu­ ra 1 2.7, se han redondeado por la acción del viento en las dunas móviles. Los granos de limo y los granos gruesos de arcilla normalmente son angulosos y pueden aparecer en el microscopio como si fueran partículas de hielo comprimido. Las partículas de arcilla, las de dimensión coloidal tienen normalmente la forma de pequeñas esca­ mas o láminas (véase la figura 12.8). La disminución del tamaño de las partículas trae consi­ go un gran aumento del área de la superficie de las

Tabla 12.2 .

Gradación del tamaño de las partículas sedimentarias, Sistema del Departamento de Agricultu;a de los Estados Unidos Nombre del grado

Límites del diámetro 2,0 mm

Arena muygruesa

1,0 mm

Arena gruesa

0,5 mm

Arena media

0,25 mm

Arena fina

0,10 mm

Arena muy fina

0,05 mm

Limo

0,002 mm (2 micras)

Arcilla no coloidal

2 a 0,01 micras

coloidal

Tamaño de las partículas minerales

Por debajo de 0,01 micras

FIGURA 12.8.

Aumentadas 20.000 veces, se ven aquí di mm utas escamas de los minerales de arcilla illita (contornos nítidos) y montmorillonita (contornos borrosos). Estas partículas se han depositado de una suspensión en la Bahía de San Francisco. (Harry Gold; cortesía de R.B. Krone, Cuerpo de lngemeros de San Francisco, Ejército de los Estados Unidos.)

213

partículas contenidas en un volumen determinado, cuan­ do se alcanza el tamaño coloidal, el área de la superficie es enorme. Esta relación entre área superficial y tamaño de las partículas es importante porque los nutrientes y el agua permanecen en la superficie de las partículas del suelo. estudiaremos este fenómeno en el capítulo 22. Meteorización química

La meteorización química, también conocida como alte­ ración mineral, consiste en una serie de reacciones quí­ micas; estas reacciones transforman los minerales silíceos originales de la roca ígnea, los minerales primarios, en nuevos compuestos, los minerales secundarios, que son estables en el medio ambiente de la superficie. La meteo­ rización química también afecta a varios tipos de rocas sedimentarias y metamórficas. La meteorización química incluye varios tipos de reac­ ciones químicas, las cuales tienen lugar más o menos simultáneamente. El agua de la superficie -el agua de lluvia, de ríos y lagos o el agua del suelo- contiene gases de la atmósfera. La presencia de los gases atmosféricos disueltos en el agua natural es un elemento de gran importancia medio-ambiental debido a que la presencia de dos gases en particular -oxígeno y dióxido de carbo­ no- es vital en los procesos de las plantas y animales que viven en el agua. La presencia de oxígeno disuelto en el agua, en contac­ to con superficies minerales conduce a la oxidación, que es la unión química de átomos de oxígeno con los ele­ mentos metálicos (calcio, potasio, magnesio, hierro) abundantes en los minerales silíceos. Al mismo tiempo, el dióxido de carbono (C02) en solución forma un ácido débil, el ácido ca_rbónico, capaz de reaccionar con mu­ chos minerales. Además, donde está presente una vegeta­ ción en descomposición, el agua del suelo, que contiene ácidos orgánicos complejos, puede reaccionar con com­ puestos minerales. Algunos minerales comunes, como la sal (cloruro sódico ClNa) se disuelven directamente en el agua; pero la disolución directa no es particularmente efectiva para los minerales silíceos. El agua se combina también con ciertos compuestos minerales en una reacción conocida como hidrólisis. Este proceso no consiste solamente en humedecer o mojar el mineral, sino que es un verdadero cambio químico que produce un compuesto diferente y un mineral diferente. La reacción no es fácilmente reversible bajo las condicio­ nes atmosféricas, ya que los productos de la hidrólisis son estables y duraderos -como los productos de la oxidación-. En otras palabras, estos cambios representan un ajuste permanente de la materia mineral al nuevo ambiente de presiones y temperaturas. Debido a que el agua es necesaria para la alteración mineral, hay que pensar que el grado de descomposición de la roca será directamente proporcional a la cantidad de agua disponible en la roca y en el suelo, y que los desiertos secos serán medios donde la descomposición de las rocas es muy limitada. Hasta cierto punto ésta es una conclusión válida. Las superficies pulidas de las ro­ cas de los monumentos del Antiguo Egipto han sido �asi perfectamente preservadas a lo largo de siglos en un clima desértico cálido y seco; estos mismos monumentos, transportados a las ciudades de latitudes medias, de cli­ ma húmedo y expuestos a la atmósfera, inician una rápida desintegración. (La acción del hielo y del ácido sulfúrico

214

del aire polucionado son también factores que influyen en la rápida desintegración.) Aunque la alteración mine­ ral es quizá mucho más lenta en los desiertos secos que en las tierras húmedas, sin embargo, hay bastante agua presente, como vapor de agua y como rocío para que avance la alteración; observamos los productos de la des­ composición en abundancia en la superficie de las rocas ígneas en muchos desiertos. El efecto del frío es también bastante importante. Cuando el agua del suelo se congela, las reacciones químicas disminuyen. Los minerales en las regiones árti­ cas, de suelo permanentemente helado y la roca (perma­ frost) muestran una pequeña descomposición química debido a que el deshielo estacional afecta sólo a una estrecha capa superficial. Muchas reacciones químicas se producen más rápidamente a altas que a bajas temperatu­ ras. En consecuencia, la alteración química de los mine­ rales es más rápida en climas cálidos (y templados) de bajas latitudes. Productos minerales de la hidrólisis

y oxidación

Ahora estudiaremos algunos productos importantes de la alteración de los minerales silíceos comunes y de los grupos minerales. Un mineral de arcilla tiene propieda­ des plásticas cuando está mojado debido a que está for­ mado por diminutas escamas, lubricadas por capas de moléculas de agua. El feldespato potásico se transforma mediante la hidrólisis en caolín, un mineral de arcilla blanco y débil, cuya composición es Al2Si205(0H)4. El caolín se hace plástico cuando se moja. Es un importante mineral para la cerámica, y se utiliza para la porcelana china y las baldosas y azulejos. El caolín también puede derivarse de los feldespatos plagioclasa. La bauxita es un importante producto de la alteración de los feldespatos, que se produce típicamente en los climas cálidos �e la zona tropical y ecuatorial, donde la lluvia es abundante a lo largo del año o en la estación de lluvias. La bauxita es una mezcla de minerales, siendo el constituyente dominante el diásporo, con la fórmula Al203H20. La combinación de dos átomos de aluminio con tres átomos de oxígeno se conoce como sesquióxido de aluminio. Se ha producido una oxidación completa, formándose un compuesto inusualmente estable. Al con­ trario que el caolín, que es una verdadera arcilla con propiedades plásticas, la bauxita forma grandes capas rocosas bajo la superficie del suelo. Otro mineral de arcilla es la illita, formada como un producto de la alteración de los feldespatos y de la mica moscovita. La illita es un alum�osilicato hídrico de pota­ sio. Se presenta como diminutas escamas de dimensiones coloidales que son arrastradas a grandes distancias por los ríos (figura 12.8). La montmorillonita es un mineral (más concretamente un grupo de minerales) de arcilla derivada de la alteración del feldespato o de ciertos minerales máficos, o del polvo volcánico. Fragmentos de montmorillonita se observan junto a la illita en la figu­ ra 1 2.8. Otro importante grupo de minerales de arcilla presente en el suelo es la vermiculita, de composición similar a la montmorillonita. Mientras la montmorillonita se expan­ siona mucho cuando absorbe agua, la vermiculita no lo hace. La vermiculita es un aluminosilicato hídrico rico en magnesio y hierro. Se forma por la hidrólisis de los minerales silíceos máficos, como la mica biotita y la

Los materiales de la corteza terrestre

hornblenda, es un producto común de la meteorización química de las rocas volcánicas máficas. Dos importantes productos de la alteración de los mi­ nerales máficos son la hematita, sesquióxido de hierro (Fe203) y la limonita, compuesto hídrico de hierro con la fórmula 2Fe203H20. El sesquióxido de hierro en la hematita y limonita es una forma estable del hierro y se encuentra ampliamente distribuido en las rocas y en el suelo. Suele estar asociado con la bauxita. La hematita proporciona los colores típicos desde los rojizos a los marrones de los suelos y rocas. Los minerales silíceos se diferencian en su sensibilidad a la alteración. El olivino es muy susceptible a ser altera­ do, seguido por los piroxenos, anfíboles, biotita y feldes­ pato plagioclasa sódico. Los feldespatos potásicos son algo· menos susceptibles. La rtrica moscovita es más resis­ tente a la alteración mientras que el cuarzo es inmune a la hidrólisis y a la oxidación más avanzada. Cuando se produce la hidrólisis, la sílice (dióxido de silicio, Si02) es liberada. Tiene la misma composición que el cuarzo encontrado en las rocas ígneas félsicas. (Podemos referirnos al cuarzo de origen ígneo como cuarzo primario.) Los granos del cuarzo primario son liberados de la roca descompuesta y pueden también ser disueltos. La sílice disuelta, sea primaria o derivada de la hidrólisis, normalmente es depositada de nuevo en finas formas cristalinas, adhiriéndose a otros minerales. Mu­ chos tipos de sílice se encuentran en la regolita y en el suelo y se reconocen como distintos minerales. Por ejem­ plo, la calcedonia es una forma de sílice con cristales demasiado pequeños para separarlos individualmente. Una de las variedades de calcedonia más familiar para nosotros es fa ágata, piedra ornamental o gema. Los minerales que hemos descrito aquí son de gran importancia en la composición del suelo; nos referiremos a ellos otra vez en los capítulos 22 y 23. Sedimentos elásticos

Los sedimentos depositados en capas después de su transporte por los ríos, olas y corrientes, viento o hielo son una importante base de materia para el suelo. Los depósitos de sedimentos son importantes en el medio ambiente porque forman la base o sustrato físico para muchas formas de vida animal o vegetal. Las arenas satu­ radas de agua, suelos, limos y arcillas forman el medio de vida de miles de especies de organismos acuáticos bajo los mares poco profundos, en los estuarios, en el fondo de los lagos, en el lecho de los ríos y en los pantanos y ciénagas. Un principio de suma importancia es que los organis­ mos modifican los sedimentos en los que viven; ellos también crean sedimentos a través de los procesos de la vida, como por ejemplo, gracias a las conchas y esquele­ tos. En consecuencia, una gran cantidad de sedimentos están formados orgánicamente, en contraste con los pro­ ductos derivados químicamente por la alteración de las rocas y las partículas derivadas físicamente de la desinte­ gración de las rocas. Los sedimentos se dividen en dos grupos: elásticos y no elásticos. Los sedimentos elásticos son los derivados di­ rectamente de la ruptura de la roca madre, en contraste con los sedimentos no elásticos que son los que se han creado nuevamente a partir de las soluciones químicas o de la actividad orgánica. Los sedimentos elásticos in­ cluyen partículas sólidas (tefra) emitidas directamente

Rocas sedimentarias elásticas

por los volcanes. Estos son los sedimentos piroelásticos. Los sedimentos elásticos se derivan de alguno de los grupos de rocas -ígneas, sedimentarias y metamórficas­ que producen una amplia gama de minerales de base. Una fuente de sedimentos se ha formado por los minera­ les silíceos primarios y por los productos secundarios de la alteración de estos minerales. Los minerales primarios más sensibles -sobre todo los máficos- a menudo se alteran antes del transporte, mientras que el cuarzo es inmune a tal alteración. En consecuencia, el componente individual más importante de los sedimentos elásticos de grano grueso es el cuarzo (figura 12.7). En segundo lugar de abundancia están los fragmentos de grano fino inalte­ rados de la roca base. El feldespato y la mica también suelen estar presentes. Los minerales de arcilla, particu­ larmente caolín, illita y montmorillonita son los mayores constituyentes de los sedimentos elásticos muy finos. El tamaño de las partículas de un sedimento elástico determina la facilidad y la distancia a que llegarán esas partículas, transportadas por las corrientes de agua. Ob­ viamente, las partículas más finas son las más fáciles de transportar y permanecen en suspensión en el fluido; las partículas más gruesas tienden a depositarse en el fondo del río. De esta forma se produce una separación por tamaños, una selección que determina la textura de los depósitos de sedimentos y de la roca sedimentaria deriva­ da de tales sedimentos. Las arcillas coloidales no se de­ positan hasta que se han concentrado en grupos. Este proceso, denominado jloculación tiene lugar cuando el agua que transporta los sedimentos se mezcla con el agua salada del océano. El concepto de selección de los sedimentos elásticos, según el tamaño, es extremadamente importante cuando se aplica a la materia mineral del suelo. Por un lado, cuando la selección se lleva casi hasta la perfección, todas las partículas tomadas en una muestra tienen casi el mismo diámetro. Por ejemplo, podemos encontrar un sedimento formado casi enteramente por arena fina o media, con porcentajes pequeños de arena muy fina o de arena gruesa -sin restos de limos, arcillas o guijarros-. Esta muestra de selección extremadamente exacta podría comprobarse en una duna de arena, en la cual la acción del viento ha sido extremadamente efectiva aislando gra­ nos en una gama de diámetros muy pequeña. En contras­ te, podemos encontrar que un sedimento tiene importan­ tes proporciones de arcilla, limo, arena y guijarros, todo ello mezclado. En estos sedimentos, no existe selección debido a que el proceso de transporte no incluía ningún mecanismo físico para separar las partículas por su tama­ ño. Un ejemplo de esto serían los materiales arrastrados por un glaciar. El grado de variedades de selección está en relación con el proceso por el que las partículas son transportadas y depositadas. ·

Rocas sedimentarias elásticas

Los ríos transportan sedimentos hacia niveles bajos y lugares donde la acumulación permanente es posible. (El viento y el hielo de los glaciares también transportan sedimentos, pero no necesariamente hacia lugares más bajos o donde sea posible la acumulación.) Normalmente esas áreas de acumulación son mares poco profundos que bordean los continentes pero también pueden ser mares interiores o lagos. Aquí los sedimentos son redistribuidos por la acción de las olas y corrientes. Durante largos períodos de tiempo, las masas de sedimentos sufren cam-

215

FIGURA 12.9. Estratos sedimentarios, la mayoría de origen marino, al descubierto en los valles superiores del Gran Cañón, Arizona. Aunque algunos sobrepasan los 2.000 m, los estratos mantienen una disposición horizontal. (A.N. Strahler.)

bios físicos o químicos, o ambos a Ja vez, para transfor­ marse en una roca sedimentaria compacta y dura. El proceso de compactación y endurecimiento se conoce como litificación. (La diagénesis es un término más am­ plio que comprende cambios complejos, incluyendo nor­ malmente cambios químicos y sustitución de minerales.) La arenisca está formada por granos de arena cementa­ dos, para formar una roca sólida, por sílice (Si02) o carbonato cálcico (CaC03). Generalmente Jos granos de Ja arena son de cuarzo, como se muestra en Ja figura 12.7, y algunas veces son de feldespato; pero en otros casos son fragmentos de rocas de grano fino que contienen muchos minerales. La mezcla del agua con partículas del tamaño del limo y la arcilla, junto con algunos granos de arena, se deno­ mina barro o lodo. La roca sedimentaria endurecida se denomina mudstona. Las capas de partículas del tamaño de Ja arcilla, una vez compactada y consolidada forman la

arcilla.

Las rocas sedimentarias anteriores normalmente están laminadas de forma que se separan en pequeñas láminas o escamas; es lo que se conoce por foliación. La roca que presenta esta estructura se denomina esquisto. Los esquistos son los más abundantes en las rocas sedimentarias. Están formados por minerales como el caolín, illita y montmorillonita. La compactación de la arcilla y el barro iniciales lleva consigo una considerable pérdida de volumen debido a la expulsión del agua. Un rasgo característico de las rocas sedimentarias es su disposición en capas, que son denominadas estratos. Nor­ malmente se alternan capas de diferente composición en cuanto a su textura. Los planos de separación entre capas se denominan planos de estratificación. Los planos de estratificación de Jos estratos depositados en el fondo marino (estratos marinos) generalmente tienen una dis­ posición horizontal o casi horizontal (figura 12.9). Sedimentos no elásticos y rocas sedimentarias

Los sedimentos no elásticos tienen una importancia parti­ cular en el medio ambiente, ya que representan enormes depósitos de carbón, obtenidos a partir del dióxido de carbono atmosférico y su transformación en compuestos de carbono e hidrocarbonos a través de procesos orgáni­ cos e inorgánicos.

216

Distinguimos dos tipos de sedimentos no elásticos: ( 1)

Sedimentos químicos, que son compuestos precipitados

directamente del agua en Ja que eran transportados Jos iones; estos sedimentos se describen como hidrogénicos. (2) Sedimentos orgánicos creados por los procesos de las plantas y animales; se describen como biogénicos. Los sedimentos químicos tienen gran importancia en el suelo marino; pero un segundo lugar de deposición im­ portante son Jos lagos salados de las regiones desérticas, donde Ja evaporación excede a Ja precipitación (capítu­ lo 1 1 ) . Los minerales hidrogénicos y biogénicos más impor­ tantes (los compuestos de hidrocarbonos no se incluyen) están representados en Ja tabla 12.3, junto a sus composi­ ciones. Los tres primeros -calcita, aragonita y dolomía­ forman el grupo de Jos carbonatos. La calcita es el mine­ ral dominante y se encuentra en varias formas. La arago­ nita tiene Ja misma composición que Ja calcita pero presenta una diferente estructura cristalina; se encuentra en Jos caparazones de algunos animales invertebrados. La dolomía contiene magnesio y calcio. Estos tres carbona­ tos son sustancias blandas, si se comparan con los mine­ rales silíceos. Los minerales y rocas del grupo de Jos carbonatos son muy sensibles a la meteorización química conocida como carbonatación. El dióxido de carbono atmosférico

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Tabla 12.3.


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Minerales bidrogénicos y biogénicos comunes

Nombre del mineral

Composición

Calcita

Carbonato cálcico, CaC03

Aragonita

Carbonato cálcico, CaC03

Dolomía

Carbonato cálcico-magnésico, CaMg(C03)2

Anhidrita

Sulfato cálcico, CaS04

r

Sulfato cálcico hidroso, CaSOc2H20

ro

Halita

Cloruro sódico, NaCl

Hematita

Sesquióxido de hierr o, Fe203

Calcedonia (creta, pedernal)

Sílice, Si02

Los materiales de la corteza terrestre

LÁMINA D: Regiones estructurales del mundo. (Según R.E. Murphy, 1968, Annals, Association of American Geographers, Suplemento cartográfico n. 9 , basado en l a proyección de Goode.) A. Sistema alpino. Sistema de cadenas montañosas que abarcan el mundo entero formadas desde la Era Mesozoica (desde el Periodo Cretácico). El sistema comprende zonas falladas, mesetas, cuencas y llanuras costeras limitadas por estas cordilleras. C. Restos caledonianos. Restos de cordilleras formadas durante las eras Paleozoica y Mesozoica, con anterioridad al Período Cretácico. Las áreas falladas, mesetas, cuencas y llanuras costeras limitadas por estos restos se incluyen en este mismo apartado. G. Escudos del continente de Gondwana. Zonas formadas por bloques estables de la corteza terrestre situadas al sur de la porción este-oeste del sistema alpino, donde los materiales precámbricos constituyen casi la totalidad de la superficie rocosa o un círculo sin claros de más de 320 km entre los afloramientos de las capas rocosas más jóvenes. L. Escudos del continente de Laurasia. Áreas de grandes bloques estables situados al norte del sistema alpino. (El resto de la definición es igual que en el caso anterior, G.) R. Zonas de fracturación de los escudos. Escudos con bloques fragmentados formando fosas tectónicas, combinadas con horst y elementos volcánicos. El fenómeno de fracturación es un efecto de la extensión de las placas litosféricas continentales. S. Cubiertas sedimentarias. Regiones constituidas por estratos sedimentarios que no han estado sometidas a movimientos orogénicos ni se hallan· enmarcadas por las rocas cristalinas de los escudos o entre las montañas alpinas o de otros sistemas orogénicos de mayor antigüedad. Estas regiones con rocas sedimentarias forman cubiertas continuas sobre las estructuras situadas debajo de ellas. V. Areas volcánicas aisladas. Áreas con volcanes, activos o extinguidos, en asociación con relieves volcánicos fuera del sistema alpino u otros sistemas antiguos y fuera también de los escudos fragmentados. El vulcanismo es una expresión de la salida del magma situado en el interior de la tierra.

Regiones estructura/es del mundo

Lámina D

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OCÉANO . - - - PAC(f/CO

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-ECUADOR

REG I O N ES ESTRUCTU RALES DEL M U N DO por Richard

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Sistema alplno

Raíces caledonlanas y herclnlanas

Escudos de Gondwana

Escudos de Laurasla

E.

Murphy

OCÉANO fNDICO

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D

Zonas de rlft valley

Zonas volcánicas aisladas

Cobertura sedimentaria que bordea los escudos·

Plataformas continentales

Casquetes de hlelo

Montañas, tierras elevadas .

Estructuras de la corteza oceánica

OCÉANO A TLÁNTICO Fosa oceánica

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Suplemento cartográfico n. 9, Annals of the Association of American Geographers. Volumen 58, número 1 , marzo 1968. Basado en la Proyección de Goode, Copyright por la Universidad de Chicago; utilizado con permiso de la Universidad de Chicago. Preparado por J.P. Tremblay, cartógrafo para John Wiley and Sons, lnc., editores.

Conexiones submarinas del sistema alpino

MILLAS (Distancias verdaderas en los meridianos centrales y los paralelos O a 40.)

Lámina D

Regiones estructurales del mundo

Regiones estructurales del mundo

Lámina D

IMÁGENES DE LA SUPERFICIE DE LA

TIERRA

DESDE EL LANDSAT

Los colores que aparecen en estas imágenes del Landsat son "falsos" colores. La vegetación densa aparece en un intenso rojo. Los lugares sin vegetación, o las cosechas ya maduradas aparecen en amarillo o marrón. Las aguas poco profundas son azules, mientras que las profundas tienen un azul oscuro, o casi negro. La nieve y los depósitos de sal son blancos. El sombreado del relieve es el verdadero, producido por el ángulo oblicuo de los rayos del sol, que proporciona la iluminación natural de la tierra que se refleja en el satélite. Las cuatro imágenes tienen la misma escala, 1:1.000.000, en la que 1 cm representa 10 km. Para determinar las distancias

sobre las fotografías basta con utilizar una cinta métrica, multiplicando el número de centímetros por 10 para obtener la medida en kilómetros. Estas imágenes se han reproducido con permiso del EOSAT. Estas imágenes pertenecen a un atlas en color de las imágenes del Landsat: N.M. Short y otros, 1976, Mtsston to Eartb: Landsat Vtews of tbe World, NASA SP-360, National Aeronautics and Space Administration, Washington, D.C. En este atlas puede encontrarse detallada información sobre cada una de las imágenes, así como cerca de 400 ejemplos adicionales de este tipo de imágenes.

l. La sutura continental del Himalaya en Nepal. A lo largo del borde sur de la imagen se encuentran las llanuras de las tierras bajas del Ganges. Las primeras líneas de elevaciones cubiertas de bosque son las colinas Siwalik, formadas en sedimentos erosionados del Mioceno y Plioceno procedentes de las altas cumbres situadas al norte. Aproximadamente en el centro de la imagen se encuentran los Himalayas Menores, cuyas cimas se elevan hasta los 3.000 m. Los grandes empujes se reflejan en la

alineación este-oeste de los valles y crestas montañosas. A lo largo del borde superior de la fotografía se observan las cumbres cubiertas de nieve y glaciares del eje principal de la cordillera del Himalaya, con muchas cimas que alcanzan alturas de 6.000 a 8.000 metros. El Everest (8.848) se encuentra en el margen superior derecho. (NASA ERTS 1144-04174, 14 de diciembre de 1972. Reproducida con permiso del EOSAT).

Lámina E. 1

Imágenes de la supeeflcie de la tierra desde el Landsat

2. (Arriba) Estratos plegados en el nordeste de México. Los pliegues orientados de este a oeste en la parte inferior derecha (sudeste) de la imagen están formados por estratos de la Era Jurásica y Cretácica; forman parte de la Sierra Madre Oriental en el estado de Nuevo León. Los pliegues están fuertemente erosionados. Hacia el oeste y el norte los pliegues son más abiertos y muchos de ellos tienen la forma de domos elípticos. Los sedimentos del Cenozoico ocupan los valles. El color blanco de las superficies aluviales indica la deposición de evaporitas en un clima árido. (NASA ERTS 1130=16440, 30 de noviembre de 1972. Reproducida con permiso del EOSAT.)

Imágenes de la supeeficie de la tierra desde el Landsat

3. (Abajo) Sistema del Rift Valley de África Oriental. El Rift Gregory, en el sur de Kenia, tiene un fondo semejante a una fosa tectónica (sombras verdes y amarillas del centro). Tiene una amplitud de 40 km y está bordeado por unas fallas que constituyen áreas boscosas elevadas. El color rojo, que indica vegetación verde, se hace más intenso al aumentar la altitud. Los escarpes de falla están mucho más definidos en el margen oriental del sistema. En el fondo del valle está el Lago Naivasha (en negro); al sur de éste, aparecen dos volcanes: Longonot (pequeño) y Susuwa (grande). (NASA ERTS 2188-07055, 29 de julio de 1975. Reproducida con permiso del EOSAT).

Lámina E.2

Lámina F.l

Los fondos oceánicos

Los fondos oceánicos

Lámina F.2

El Gran Cañón del Colorado, Arizona. La serpenteante garganta

hacia la derecha, aparece u n área d e badlands erosionados en

del río Colorado, con sus n umerosos afluentes, es más

una formación del Triásico (verde). Después de atravesar este

profunda cuando atraviesa los estratos paleozoicos de la

área, el Pequeño Colorado se une con el Colorado. Hacia ía

elevada Meseta de Kaibab (cubierta de nieve blanca). El

izquierda se encuentra el campo volcánico de Uinkaret, con

levantamiento de Kaibab está limitado por un monoclinal hacia

coladas de lava basáltica y conos de ceniza. En el ángulo

el este y por fallas normales hacia el oeste. En el ángulo

inferior derecho de la página se encuentran los Picos de San

superior izquierdo pueden apreciarse los Acantilados de

Francisco, cubiertos de nieve. Se trata de volcanes compuestos

Vermilion, que marcan el retroceso del escarpe de una gruesa

extinguidos construidos durante el Plioceno y Pleistoceno. Al

capa de estratos mesozoicos. La estrecha Garganta de Marmol

norte de estos picos puede apreciarse una zona de conos de

(arriba a la derecha) se dirige hacia Lee's Ferry, que queda

ceniza basáltica de formación más reciente. Una prominente

fuera de la imagen. Al este de esta garganta una línea define

colada de lava (negro) se extiende hacia el norte a partir de

1284-17384, 3

los Acantilados de Echo, formados en estratos inclinados h?.cia

uno de los conos. (NASA ERTS

el este que forman parte del monoclinal de Echo. En el c �n tro,

Reproducida con permiso del EOSAT.)

Lámina E . 3

de mayo de

Imágenes de la superficie de la tierra desde el Landsat

1973.

FIGURA 1 2. 10. Esta caliza muestra la mezcla de fragmentos de conchas de las cuales se compone esta roca. (A.N. Strahler.)

(C02) disuelto en agua, forma un ácido débil -ácido carbónico (H2C03) . Este ácido reacciona con el carbona· to cálcico (CaC03) produciendo un producto soluble, bicarbonato cálcico, que es removido por el agua sobran· te y trasladado fuera de la zona. Este proceso es reversi· ble, ya que, cuando se produce la evaporación, se deposi· ta el carbonato cálcico en forma cristalina en el suelo, regolita o aluvión. La deposición de los carbonatos es un proceso geológico dominante en regiones de clima seco; es un importante proceso de formación de suelos. El segundo grupo de minerales que se indica en la tabla 12.3 son hidrogénicos. Son las evaporitas, formadas normalmente donde el agua del mar se evapora en pe· queñas bahías y golfos. La anhidrita y el yeso están compuestos de sulfato cálcico, en combinación con agua. La tercera evaporita, balita, es conocida normalmente como sal gema, compuesta de cloruro sódico (NaCl). En forma refinada es Ja sal de mesa utilizada en Ja cocina y como condimento. Las evaporitas formadas en el suelo de pequeños lagos temporales en un clima desértico inclu­ yen muchas variedades de sal de sodio, calcio, magnesio y potasio. La hematita, un sesquióxido de hierro (Fe203), es un mineral hidrogénico común en rocas sedimentarias; es la mayor mena de hierro. No menos importante que los carbonatos y evaporitas es la calcedonia, que hemos des­ crito como formada comúnmente durante la alteración mineral en Ja regolita y el suelo. Los minerales señalados en la tabla 12.3 pueden preci· pitar químicamente del agua del mar o del agua de los lagos salinos, o pueden encontrarse en organismos para producir rocas sedimentarias no' elásticas. La roca más común de los carbonatos es la caliza, de la que hay muchas variedades. Una fuente se encuentra en los arre· cifes formados por corales y algas; otra forma es la creta, formada por una clase marina de algas. Otras calizas se forman de fragmentos de caparazones y otros trozos de materia orgánica (figura 12 . 1 O) . Algunas calizas son den· samente cristalinas. La dolomía, una roca del mismo nombre que el mineral que la compone, puede derivarse de la alteración de Ja caliza, cuando los iones de magne-

La hidrocarburos en las rocas sedimentarias

FIGURA 1 2 . 1 1 . Estos estratos calizos de Oklahoma fueron inclinados fuertemente mucho tiempo después de su deposición. ( Fotografía de Lofman. Cortesía de la Exxon Corporation.)

sio del agua del mar reemplazan gradualmente Jos iones de calcio. La creta, compuesta de calcedonia, es una importante roca sedimentaria silícea. Se produce en nódulos en la caliza y en algunos casos en capas de rocas sólidas (figu­ ra 12. 1 1) . El yeso, la anhidrita y Ja halita son rocas con estratos de sus componentes minerales respectivos y se encuentran en asociación con rocas sedimentarias elás­ ticas. Los hidrocarburos en las rocas sedimentarias

Los hidrocarburos forman un segundo grupo dentro de Jos sedimentos biogénicos. Estas sustancias orgánicas se encuentran tanto en estado sólido (turba y carbón) como en estado líquido y gaseoso (petróleo y gas natural) , pero únicamente el carbón puede calificarse físicamente como una roca. La turba es una sustancia blanda y fibrosa de color marrón o negro, acumulada en zonas pantanosas donde la continua presencia de agua impide la descomposición y oxidación de los restos vegetales. Un tipo de turba es de origen acuoso y representa el relleno de pequeños lagos (véase la figura 25.9). Miles de tales pantanos de turba se han encontrado en Norteamérica y Europa, se encuentran en depresiones que quedaron después de la recesión de Jos grandes hielos del Pleistoceno (capítu· lo 2 1). Esta turba se ha utilizado durante siglos como un combustible de grado bajo (Lámina L.3) . Turba de dife­ rentes tipos se ha formado en el medio de agua salada de las marismas (capítulo 19). El carbón, el petróleo y el gas natural se denominan colectivamente combustibles fósiles debido a que se origi· naron a partir de la materia orgánica producida por las plantas y animales que vivieron en el pasado geológico.

217

El carbón fue formado por la acumulación durante mu­ cho tiempo de los restos vegetales, acompañado por la subsidencia del área y el enterramiento de la materia orgánica compacta bajo profundas capas de sedimentos inorgánicos. De esta forma se encuentran las vetas de carbón intercaladas con estratos de esquistos, areniscas y calizas (véase la figura 1 8 . 1 0) . Los grupos de estratos que contienen vetas de carbón se denominan depósitos carbo­ níferos. El espesor de las vetas oscila entre unos pocos centímetros hasta 12 m en los casos excepcionales. El carbón se divide en tres tipos que representan una secuencia en el desarrollo. El lignito, o carbón marrón es blando y tiene la textura de la madera. Representa un nivel intermedio entre la turba y el verdadero carbón. Una fuerte compactación acompañada de un profundo enterramiento produce la transformación del lignito en carbón bituminoso, a menudo denominado "carbón blando ' ' . En áreas en las que la corteza fue comprimida y plegada por fuerzas orogénicas, el carbón bituminoso fue transformado fuertemente, convirtiéndose en antracita. Mientras el carbón bituminoso se fractura normalmente en forma de bloques, la antracita forma unos planos de fractura lisos. Los carbones están formados principalmente por carbo­ no, hidrógeno y oxígeno, con la presencia de pequeñas cantidades de azufre. Las impurezas inorgánicas se trans­ forman en cenizas, que son los residuos no combustibles que quedan cuando el carbón se ha quemado completa­ mente. El término general petróleo abarca desde el crudo lí­ quido hasta el gas natural, por un lado, y hasta el asfalto y los hidrocarburos semisólidos por el otro. El petróleo crudo es el estado natural de la mezcla de un gran número de componentes de hidrocarburos. Se han aisla­ do y analizado más de 200 componentes en el crudo. Los crudos son diferentes en términos de la abundan­ cia relativa de varios grupos de hidrocarburos. Hablando en general, la parafina es el más abundante de los hidro­ carburos tanto en el petróleo como en el gas natural. El crudo se denomina de base parafínica cuando las parafi­ nas son dominantes; es de baja densidad y produce bue­ nos lubricantes y una gran proporción de keroseno. Un ejemplo de esto es el crudo de los campos de Pennsylva­ nia. El crudo de base asfáltica tiene una alta densidad y se conoce como petróleo pesado; su producción más impor­ tante son los combustibles. El gas natural, encontrado en asociación con acumula­ ciones de crudo, es una mezcla de gases. El principal gas es el metano (gas de los pantanos, CH4) pero hay tam­ bién cantidades menores de etano, propano y butano, todos los cuales son componentes de los hidrocarburos. También están presentes pequeñas cantidades de dióxi­ do de carbono, nitrógeno, oxígeno y en ocasiones helio. La cantidad de azufre presente en el crudo (y en el carbón) es un elemento de gran importancia en el medio ambiente, ya que durante la combustión de los carburan­ tes, el azufre sufre una oxidación, transformándose en el gas dióxido de azufre (502). Como estudiamos en el capítulo 7, el dióxido de azufre es un peligroso contami­ nante del aire. El contenido de azufre en los crudos varía considerablemente; el mayor porcentaje es 55 veces ma­ yor que el más pequeño . El contenido de azufre del gas natural es generalmente más pequeño que el de los crudos. Por esta razón se prefiere el gas natural como combustible en áreas urbanas y se dice que es más "lim­ pio" que el crudo.

218

Los geólogos están de acuerdo en que el petróleo se ha originado de materia orgánica enterrada dentro de grue­ sos sedimentos marinos que se acumularon a lo largo de los márgenes continentales. El barro depositado en un medio químico reducido donde no hay oxígeno es favo­ rable para la acumulación de petróleo . Cuando la materia orgánica es enterrada se convierte en compuestos de hidrocarburos relacionados con aquellos que se encuen­ tran en el petróleo. El calentamiento a una profundidad tiene un importante papel en esta conversión química. Una segunda fase comprende el movimiento de migra­ ción del petróleo desde la roca base a una roca de depósito. El petróleo se mueve hacia arriba y lateralmen­ te, fuera de las capas de sedimentos compactos y even­ tualmente se concentra en una masa rocosa porosa. Mu­ chas rocas de depósito son de tipo sedimentario con arena y las areniscas son a menudo excelentes depósitos. Es esencial que la roca de depósito esté rodeada de una roca densa a través de la cual no pueda pasar el petróleo . Entonces se ha formado un protector del depósito que previene que el petróleo salga a la superficie. Los esquis­ tos son un tipo corriente de roca de protección. La figu­ ra 18.32 ilustra una de las más simples bolsas geológicas, consistiendo en un arco de estratos elevado (una estruc­ tura anticlinal o domo). En el capítulo 18 se describen e ilustran una serie de clases comunes de protecciones geológicas. Cualquier interesado en fuentes de energía ha oído hablar del esquisto petrolífero y de la tremenda reserva de hidrocarburos que contienen. El hecho es que esta roca sedimentaria de la región de las Montañas Rocosas no es realmente un esquisto, y el hidrocarburo que contiene no es realmente petróleo. Los estratos de las Montañas Roco­ sas denominados "esquistos petrolíferos" están com­ puestos de carbonato cálcico y magnésico. Los estratos se formaron como depósitos de barro en un lago Cenozoico. Estos depósitos blandos y laminados se convirtieron en la formación del Río Verde. Los lechos de esquistos petrolí­ feros aparecen en cantidad en el noroeste de Utah, no­ roeste de Colorado y suroeste de Wyoming. La materia de la formación del Río Verde es una sustan­ cia cerosa denominada kerógeno, que se adhiere a los minúsculos granos del material de carbono. Cuando el esquisto es comprimido y calentado hasta una temperatu-

FIGURA 1 2. 1 2.

Este fragmento de esquisto, de 15 cm de largo, tiene una superficie ondulada y reluciente (arriba) que está formada sobre todo por hojuelas de mica. Visto de lado (abajo), el mismo ejemplar muestra los ondulados planos de foliación.

Los materiales de la corteza terrestre

lugares en que la arena bituminosa está desprotegida a lo largo del río Atabasca, se extrae a través de minas de superficie. La extracción a través de pozos requiere que la arena sea calentada por corrientes u otras fuentes de calor. Rocas metamórficas

Cualquier tipo de roca ígnea o sedimentaria puede sufrir una alteración debido a las tremendas presiones y eleva­ das temperaturas que acompañan a los movimientos oro­ génicos de la corteza terrestre. El resultado es una roca que ha sufrido un cambio tan fuerte en aspecto y compo­ sición que se la clasifica como roca metamórfica. En general estas rocas son más duras y compactas que sus tipos originales, salvo en el caso de que procedan de rocas ígneas. Además las acciones de mezcla y ·calenta­ miento que han sufrido producen nuevas estructuras e incluso nuevos minerales. Muchos de estos minerales metamórficos son silicatos. Las arcillas, después de haber sido comprimidas bajo la acción de las fuerzas orogénicas, se transforman en piza­ rra. Esta roca gris o rojo ladrillo se divide perfectamente en placas delgadas, de todos conocidas por su utilización en el recubrimiento de tejados y como losas en patios y paseos. Con una aplicación continua de presión o cizallamien­ to interno, la pizarra se convierte en esquisto, que repre­ senta el grado más avanzado de roca metamórfica. El esquisto posee una estructura denominada foliación, que consiste en planos de fractura delgados, aunque de su­ perficie basta e irregularmente curvos (figura 12. 12) . El esquisto se diferencia de la pizarra por la estructura gro­ sera de sus granos minerales, la abundancia de mica, y la presencia de grandes cristales esparcidos de nuevos mi­ nerales, como el granate. Estos cristales han crecido du­ rante el proceso de actuación de fuerzas de cizallamiento interno. El equivalente metamórfico del conglomerado, la are­ nisca y el limo es la cuarcita formada por una adición de sílice que rellena completamente los intersticios entre los granos. Este proceso es llevado a cabo por el lento

FIGURA 1 2 . 1 3 . Afloramiento de gneiss en bandas, perteneciente a la era Precámbrica, en la costa este de la Bahía de Hudson, al sur de Povungnituk, Quebec, Canadá. (Fotografía G.S.C. N.0 125221 por F.C. Taylor, Servicio Geológico de Canadá, Ottawa.)

ra de 480º C, el kerógeno se convierte en petróleo y se hace líquido. La roca puede ser extraída y procesada en plantas de la superficie o calentada eh minas subterrá­ neas, desde las cuales el petróleo es bombeado hacia la superficie. Existe también otra forma de aparición de los hidrocar­ bonos, el betún, una variedad del petróleo que se com­ porta como un sólido, aunque es un líquido fuertemente viscoso. El betún tiene muchos otros nombres, como alquitrán, asfalto o brea. En algunas localizaciones el betún ocupa los poros en capas de arena o arenisca. Permanece inmóvil entre la arena y sólo fluye cuando se calienta. Campos de arena bituminosa (arena petrolífe­ ra) expuestos al sol mostrarán la aparición del betún. Quizás el más conocido de los grandes depósitos de arenas bituminosas sea el de Alberta (Canadá). En los

Energla solar

IHMR

Medio superficial (baja presión y temperatura)

Extrusión Ascenso del magma

Enterra­ miento y litificación

Medio profundo (alta presión y temperatura)

Rocas metamórficas

FIGURA 1 2.14.

Diagrama esquemático del ciclo de la transformación de las rocas. (A partir de A.N. Strahler, Tbe Earth Sciences, 2ª ed. Harper and Row Publishers, figura 20. 4 . Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

219

movimiento de circulación de las aguas subterráneas que transportan la sílice a la arenisca, donde se deposita. La presión y la mezcla de la roca no son indispensables para producir una cuarcita. La caliza afectada por el metamorfismo se convierte en mármol, una roca de textura azucarada cuando se ha fracturado recientemente. Durante el proceso de fractura interna, la calcita de la caliza se ha reorganizado forman­ do cristales más grandes y uniformes que antes. Los pla­ nos de estratificación dejan de verse claramente y masas de impurezas minerales forman fajas y bandas serpen­ teantes . Finalmente, una roca metamórfica importante, el gneiss puede formarse a partir de rocas ígneas extrusivas o de rocas sedimentarias elásticas que hayan estado en contac­ to con magmas intrusivos. Una única descripción no se ajustaría a todos los tipos de gneiss, debido a que varían considerablemente en aspecto, composición mineral y estructura. Una variedad llamativa del gneiss está fuerte­ mente estratificada en bandas claras y oscuras, o lentejo­ nes (figura 12. 1 3 ) , que pueden estar retorcidos en plie­ gues ondulantes. Estas bandas, de diferente composición mineral, son interpretadas como restos de estratos sedi­ mentarios, como de arenisca, a los que se ha añadido nuevo material procedente de rocas intrusivas cercanas.

220

El ciclo de la transformación de las rocas

Ahora podemos observar todo el proceso formativo de las rocas en un concepto único del reciclaje de la materia a través del tiempo geológico. Un diagrama esquemático, en la figura 12.14, distingue entre el medio superficial de bajas presiones y temperaturas y el medio profundo de altas presiones y temperaturas. El medio profundo es el reino de las rocas ígneas intrusivas y de las rocas meta­ mórficas. El medio superficial es el de la alteración mine­ ral y la deposición de los sedimentos. Visto en forma completa, el circuito total de los cam­ bios de las rocas en respuesta a las tensiones ambientales constituye el ciclo de la transformación de las rocas. La figura 12.14 insiste en que la materia mineral es continua· mente reciclada a través de los tres tipos mayores de rocas. Las rocas ígneas no son de ninguna manera las rocas "originales"de la corteza terrestre. En realidad, no existen restos de las primeras rocas de la corteza terres­ tre; fueron destruidas y recicladas hace mucho tiempo. Esta breve introducción a los minerales y rocas comu­ nes que forman la corteza de la tierra nos prepara para el estudio de los sistemas geológicos dinámicos -las placas tectónicas- que proporcionan una nueva perspectiva en el ciclo de la transformación de las rocas.

Los materiales de la corteza terrestre

CAPÍTULO

13

La litosfera y las placas tectónicas

Las regiones del globo dependen para su distribución de la configuración de la corteza terrestre, marcada por los procesos geológicos. Estos procesos están impulsados por las fuentes de energía del interior de la tierra. Estas fuerzas internas han modelado los continentes y las cuen­ cas oceánicas sin ajustarse a la ordenación de. las zonas latitudinales· del clima. Podemos imaginarnos las zonas latitudinales del clima, vientos y precipitaciones como bandas de diferentes colores pintadas sobre un plato circular que gira. Supongamos que el plato cae al suelo y se rompe, ,Y entonces los fragmentos son colocados de nuevo en su sitio y pegados. Las líneas de fractura cruzan las zonas circulares de colores de forma discordante y ca­ prichosa. Esta combinación única de orden y desorden caracteri­ za a la superficie sólida de la tierra. Encontramos actual­ mente volcanes en erupción en el frío desierto de la Antártida, así como cerca del Ecuador, en África. Una cadena montañosa alpina ha sido elevada en la fría zona subártica de Alaska, donde se extiende de este a oeste; pero otra se sitúa sobre .el Ecuador en América del Sur y corre de norte a sur. Ambas cadenas se sitúan sobre cinturones de intensa actividad de la corteza, donde se generan muchos terremotos de gran intensidad. Aunque los procesos geológicos que crean las montañas son indi­ ferentes a la latitud y al clima, los climás responden a las cadenas montañosas a través del efecto orográfico. De esta forma, la configuración del relieve terrestre propor­ ciona gran diversidad al clima global. En este capítulo estudiaremos los rasgos geológicos más importantes de nuestro planeta, comenzando por su interior, que presenta una estructura en capas. Después examinaremos la capa más exterior, comparando las for­ mas de la corteza de los continentes con la de las cuencas oceánicas. Sólo en la pasada década los geólogos propor­ cionaron una teoría unificada para explicar las diferen­ cias entre los continentes y las cuencas oceánicas, y para interpretar la mayoría de las formas de la corteza terres­ tre. Afortunadamente estamos revisando los procesos geológicos justo en un momento de la historia en el que

El interior de la tierra

una nueva revolución en geología ha provocado una alteración científica. Los hallazgos revolucionarios pue­ den ahora facilitarnos un escenario completo de la histo­ ria de la tierra a gran escala, tanto en la dimensión del tiempo como en la del espacio.

El interior de la tierra La figura 13. 1 es u n diagrama de un corte de la tierra que muestra sus partes más importantes. La tierra es casi un cuerpo esférico que tiene 6.400 km de radio. El centro está ocupado por el núcleo, una zona esférica de unos

Corteza

16-40 km

Km 1255 2895 3475 6370

FIGURA 13.1. El interior de la tierra está formado por capas

concéntricas.

221

Mi

780 1800 2160 3960

3.500 km de radio. Debido al cambio repentino de com­ portamiento que sufren las ondas de los terremotos al alcanzar esta zona, se ha deducido que el exterior del núcleo tiene las propiedades de un líquido, en contraste con el estado sólido de la roca que lo rodea. La parte más profunda del núcleo, con un radio de L255 km, está probablemente en estado sólido . Cálculos astronómicos señalan que la tierra tiene una densidad media de unos 51/2 g/cc, mientras las rocas de la superficie tienen 3 g/cc o menos (capítulo 12) . Esta observación quiere decir que la densidad aumenta fuerte­ mente desde el exterior hacia el centro de la tierra, donde debe ser de unos 10-15 g/cc. Se considera que la sustancia que constituye el núcleo es el hierro, con una pequeña proporción de níquel. Esta conclusión se sus­ tenta en el hecho de que muchos meteoritos, que repre­ sentan fragmentos de nuestro sistema solar, tienen una composición fundamental de hierro y níquel . Las tempe­ raturas en el núcleo de la tierra deben oscilar entre los 2.200· y los 2.750º C; las presiones son entre tres y cuatro millones de veces más elevadas que la presión atmosféri­ ca a nivel del mar. Rodeando al núcko se encuentra el manto, una capa de unos 2.895 km de espesor, compuesto por materia mineral en estado sólido. A juzgar por el comportamiento de las ondas sísmicas, el manto está probablemente com­ puesto de olivino (silicato de hierro y magnesio) . Una roca, comparativamente escasa en la superficie, que for­ ma parte de su composición es la dunita (véase la figura 12.2). La zona exterior del manto parece estar compuesta de peridotita, otra roca u ltramáfica descrita en el capítu­ lo 12.

La corteza terrestre La zona exterior, y más delgada, de la tierra es la corteza, una capa de 5 a 40 km de espesor, formada sobre todo por rocas ígneas y metamórficas. La base de la corteza, que está en contacto con el manto, se halla claramente marcada. Este contacto está establecido a partir de la forma en que las ondas sísmicas cambian repentinamente su velocidad al llegar a este nivel (figura 13.2 A). La superficie de separación entre la corteza y el manto se denomina Moho, una simplificación del nombre del sis­ mólogo que la descubrió. A partir del estudio de las ondas sísmicas se ha deduci­ do que la corteza bajo los continentes está formada por dos capas: la inferior, una capa de rocas de composición máfica; y una capa superior de composición química comó la del granito, a menudo se la denomina roca granítica. No existe una superficie de separación clara­ mente definida entre estas dos capas. La corteza de las cuencas oceánicas está formada por basalto; la capa conti­ mental félsica está ausente. La figura 13.2 B representa un esquema de una pequeña parte de la corteza, cerca del límite de un continente. La corteza es mucho más espesa bajo los continentes que bajo el suelo oceánico, como muestra la figura 13.2 B. Mientras el promedio debajo de los continentes es de unos 40 km, la media de espesor de la corteza basáltica bajo los suelos oceánicos es de unos 5 km. Las razones de las diferencias de espesor y composición rocosa entre la corteza continental y la oceánica están explicadas más adelante en términos de los procesos que han originado la corteza.

222

La litosfera y la astenosfera Un nuevo concepto debe afiadirse a lo que ha sido dicho hasta ahora sobre la estructura de la tierra. El estudio de las ondas sísmicas muestra que en el manto superior hay una capa blanda, en la cual la roca del manto está a una temperatura cercana al punto de fusión. Una buena ana­ logía sería una barra de hierro colado, calentada hasta que está al rojo vivo, pero no lo bastante para que se funda. La parte fría de la barra es quebradiza y se romperá crm una fractura afilada si es golpeada. La parte caliente de la barra está bastante blanda y puede tomar forma bajo la presión de un torno o de los golpes de un martillo. Bajo la corteza continental, la capa blanda del manto se encuentra a u n promedio de profundidad de unos 80 km, que es justo bajo la base de la corteza continental (figu­ ra 13.2) . Bajo la corteza oceánica, la capa blanda se en­ cuentra a unos 40 km de profundidad. En el lenguaje geológico moderno, la capa blanda del manto superior se denomina astenqsfera; la capa rígida que se encuentra sobre ella es la lí'tosfera (figura 13.3) . Por lo tanto, los geólogos han restringido el concepto de l itosfera a la capa rocosa exterior; sin embargo no existe conflicto con nuestra utilización de este término para designar al reino sólido de la tierra. La astenosfera, o capa blanda, se extiende hasta una profundidad de unos 300 km . Los límites superior e inferior no están claramente marcados. La porción menor de la astenosfera tiene una profundidad aproximada de unos 200 km. La importante conclusión que obtenemos de estos he­ chos es que la litosfera rígida tiene la capacidad de moverse sobre la astenosfera. La astenosfera produce un lento flujo plástico distribuido a través de un espesor de muchos cientos de kilómetros. Si la l itosfera formase un único caparazón continuo

La litosfera y las placas tectónicas

1000

1 1

18 cm de radio

1 I El ""/

FIGURA 13. 3.

181 118' 1 1 I 1 I 1 I \/ �

(la

escala de este circulo es 1/6 más grande
Litosfera (60 km) Astenosfera (300 km)

sobre el conjunto de la tierra, este caparazón podría -al menos en teoría- girar en conjunto sobre el manto pro­ fundo y el núcleo. Por e l contrario, la litosfera está frag­ mentada en grandes unidades denominadas placas litos­ féricas. Una placa individual tiene dimensiones conti­ nentales y es capaz de moverse independientemente de las placas que la rodean. Los movimientos de las placas y sus límites son un tema que elaboraremos en profundi­ dad en este capítulo.

La litosfera y la astenosfera de la tierra dibujadas a escala verdadera. La curvatura del diagrama superior corresponde a un círculo de 18 cm de radio. La línea negra más gruesa representa un espesor de 10 km; en este espacio se encuentra el 98 por ciento de los relieves de la superficie de la tierra, desde los suelos oceánicos hasta las altas montañas y mesetas. Solamente algunas elevadas montañas sobresaldrían por encima de la línea y algunas profundas fosas oceánicas sobresaldrían por debajo. El círculo completo que aparece debajo está realizado a una escala 1/6 mayor que la del diagrama superior. Así se puede apreciar con claridad la extremada delgadez de las placas litosféricas móviles que se desplazan sobre la astenosfera.

globo es tierra y el 71 por ciento restante es mar. Sin embargo, si vaciáramos el mar aparecerían amplias áreas de las costas continentales, que actualmente están cu­ biertas por aguas poco profundas, de menos de 180 m. Desde estas plataformas continentales el suelo del océa­ no desciende rápidamente hasta profundidades de miles de metros. Por lo tanto, en cierto sentido, las cuencas oceánicas están llenas de agua hasta los bordes. Los océa­ nos siempre se han extendido por los márgenes del suelo que, de otra manera, correspondería a los continentes. Si el nivel del océar¡o descendiera unos 180 m, el área de la superficie de los continentes aumentaría hasta un 35 por ciento; las cuencas oceánicas disminu irían hasta un 65 por ciento. Podemos utilizar estas cifras como respresen­ tativas de las verdaderas proporciones relativas. La figura 13.4 muestra gráficamente el porcentaje de la distribución de la superficie de la tierra con respecto a la

Distribución de los continentes las cuencas oceánicas

y

Los relieves terrestres de primer orden son los continen­ tes y las cuencas oceánicas. Utilizando un globo pode­ mos observar que aproximadamente el 29 por ciento del

inentes 5 4 3 2

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- (+ 16 400 (Pies, aprox.)

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________Cuencas oceánicas

(+ 6500) (+3300) -·8,5% 3%

50%

100%

(-3300)

4,8%

(- 6500) 13,9%

(-10 000)

23,3%

-5

16,4%

-6

Porcentaje de la superficie terrestre

FIGURA 13.4.

(- 13 000) (-16 400) (-20 000) 1 1%...&.

Distribución de la superficie sólida de la tierra en zonas de altitud sucesivas.

Dtstrlbuci6n de los continentes y las cuencas oceánicas

223

elevación sobre y bajo el nivel del mar. Hay que destacar que la mayoría de la superficie de los continentes se eleva menos de 1 km sobre el nivel del mar. Se produce una rápida disminución desde -1 hasta -3 km, hasta alcanzar el suelo oceánico. La mayor parte del suelo oceánico se encuentra entre 3 y 6 km bajo el nivel del mar. Sin tener en cuenta la curvatura de la tierra, los continentes pueden ser visualizados como grandes pla­ taformas, y los océanos como amplias cuencas de suelo plano.

Escala de los relieves de la tierra Antes de iniciar la descripción de las grandes subdivisio­ nes de los continentes y las cuencas oceánicas, necesita­ mos comprender la verdadera escala de los relieves te­ rrestres en comparación con la tierra como una esfera (figura 1 3 . 5 ) . Muchos globos y mapas en relieve tienen muy exagerada la escala vertical. Para realizar "un perfil de la tierra a escala verdadera, deberíamos dibujar un círculo de 6,4 m de diámetro, que representaría la circunferencia de la tierra a escala 1 :2.000.000. Una línea de 1 cm de anchura incluiría entre sus límites no sólo el punto más alto de la tierra, el Everest (8.840 m), sino también las más profundas fosas oceánicas conocidas, algunas de las cuales tienen más de 1 1 .000 m de profundidad. La figura 1 3. 5 muestra los perfiles correctamente curva­ dos y con la escala adecuada para conseguir un globo de 6,4 m de diámetro. La superficie del perfil está dibujada a escala verdadera, sin exageración vertical. Aunque apare­ cen los más importantes rasgos del paisaje de Asia y Norteamérica, no son sino pequeñas irregularidades en el gran círculo global.

La escala del tiempo geológico Para poder situar las rocas y est(ucturas de la corteza en sus lugares en el tiempo, necesitamos referirnos a algu­ nas de las mayores unidades de la escala del tiempo geológico. La tabla 1 3. l es una lista abreviada de las

mayores divisiones y sus duraciones correspondientes. La más antigua de todas es la Era Precámbrica, que tuvo lugar hace más de 570 millones de años. Le siguen otras tres eras: Paleozoica, Mesozoica, y Cenozoica. En estas eras vieron la evolución de las formas de la vida en los oceános y en las tierras. Las eras geológicas están subdivididas en períodos. El nombre, la duración y la edad de cada período aparecen en la tabla 1 3 . 1. Los períodos individuales serán mencio­ nados en las próximas páginas en conexión con los movi­ mientos de las placas litosféricas y la ruptura de los antiguos continentes. Durante todo el transcurso del tiempo geológico, se produjeron breves pero .:itensos episodios de deformación de la corteza, en los que los estratos se plegaron y fracturaron por la actividad tectóni­ ca. Estos sucesos de la historia geológica se denominan orogenias. Los nombres de algunas importantes oroge­ nias se muestran en la tabla 1 3.l. Las orogenias precám­ bricas que aparecen en la tabla corresponden a la región del Escudo Canadiense en América del Norte. Los nom­ bres de las orogenias de las tres eras más modernas también se refieren a América del Norte; los nombres europeos equivalentes vienen dados entre paréntesis. La era Cenozoica es particularmente importante en relación con los paisajes continentales, ya que casi todos los relieves que podemos ver hoy se han producido des­ de que esta era comenzó, hace 66 millones de años. Debido a que la era Cenozoica es comparativamente corta en duración -apenas más que la duración media de un único período de las otras eras- se encuentra subdivi· dida directamente en épocas. Algunos detalles de las épocas del Pleistoceno y Holoceno se dan en el capítu­ lo 21. Las edades dadas en la tabla 1 3 . 1 han sido determina­ das a través de análisis químicos de elementos radiactivos que se encuentran en todas las rocas. Aunque el método para determinar la edad está sujeto a un pequeño margen de error, las edades están bien establecidas y son acepta­ das por los geólogos. Los sucesos de la era precámbrica están sujetos a grandes incertezas debido a que las rocas antiguas se han deformado repetidamente y convertido en magmas.

Cordillera del Himalaya Altitud, km 15 10 5

Llanura lndo-Gangética

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10 20 30 40 50 km 10

20

30 Millas

Mte. Everest

8848m (29 028 pies)

Montañas subhimalayas

300 m (1000 pies)

m pies)

1500·2000 (5000-7000

Curva que coincide con un cfrcuk> de 6,4

Cadena de Sierra Nevada

Mi. 10

--..- 5

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m

de diámetro

Región de Basin and Range

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Cordillera de Panamint Valle de la Muerte

Nivel del mar

15 cm representan 300 km &Superficie del nivel del mar

Arco del círculo� Cuerda de 15 cm

Y

3,2 m hasta el centro de este círculo

IC Línea

recta

FIGURA 13-5-

Estos perfiles muestran los grandes rasgos del relieve terrestre a escala verdadera, con la curvatura al nivel del mar correspondiente a un globo de 6,4 m de diámetro.

224

La litosfera y las placas tectónicas

TABLA 1 3.1 .

La escala del tiempo geológico.

Era

Período

Épora

Holoceno

CENOZOICO

2

P lioceno

3

Mioceno

19

Oligoceno

13

Eoceno

21

78

Jurásico

64

Triásico

37

Pérmico

41

Carbonífero M isisipiense PALEOZOICO

5

37 58 66 144 208

48

Silúrico

30

Ordovícico

67

Cámbrico

65

Precámbrico tardío

0,3-0,4

Precámbrico medio

0,6-0,8

Larámica Nevádica

245 286

Apalachiense (herciniana)

320

40

Devónico

Cascádica

24

34

Duración b.a.

TIEMPO PRECÁM BRICO

Orogenias

2

8

Cretácico

Pensilvaniense

Edad m.a.

( 1 0 .000 años)

Pleistoceno

Paleoceno

M ESOZOICO

Duración m.a.

360

Acádica

408

Caledoniana

438

Tacónica

505 570 /

Edad b.a. 0,9-1 ,0

Grenville

1 ,6 - 1 ,7

Hudson

2,4-2,5

Kenoran

0,7-0,9

Precámbrico reciente

0 ,9- 1 ,0

Rocas más antiguas

3,6-3,8

Final de la acreción de la tierra

4,6-4 ,7

Edad del universo

17-18

Fuente: 1983 Geologic Time Scale, Decade of Nonh American Geology, Geology, vol. 11, p. 504, 1983.

Relieves continentales de segundo orden Si los continentes y las cuencas oceánicas son considera­ dos como relieves de primer orden, podemos reconocer subdivisiones dentro de cada uno de ellos, que son los relieves.de segundo orden de magnitud. Primero estudia­ remos las características del relieve de los continentes, familiares para la mayoría de personas gracias a experien­ cias directas o a través de la fotografía.

Relieves continentales de segundo orden

Hablando en general, las masas continentales presen­ tan dos subdivisiones básicas: ( 1 ) cinturones activos de formación de montañas y (2) regiones inactivas de rocas antiguas. La formación de las cadenas montañosas se produce a través de dos procesos geológicos muy dife­ rentes. El primero es el vulcanismo, que consiste en la formación de grandes acumulaciones de roca volcánica por la extrusión del magma ( capítulo 1 2 ) . Muchas e!.:!va­ das cordilleras montañosas están formadas por cadenas

225

de volcanes compuestos de lava y tefra. El segundo de los procesos de formación de las montañas es b actividad tectónica, la ruptura y plegamiento de la corteza terrestre bajo las fuerzas internas de la tierra. Las masas de la corteza que ascienden por la actividad tectónica forman montañas y mesetas; las masas que están hundidas for­ man las depresiones. En muchas ocasiones, el vulcanis­ mo y la actividad tectónica se combinan para producir una cadena montañosa.

Cadenas alpinas Los cinturones activos de formación de montañas son zonas estrechas; la mayoría se encuentran a lo largo de los márgenes continentales. Estos cinturones se denomi­ nan a veces cadenas alpinas debido a que están caracteri­ zados por altas y accidentadas montañas, tales como los Alpes de Europa Central. Estos cinturones de montañas se formaron en la era Cenozoica, por la actividad tectónica o volcánica, o por una combinación de ambas, y su activi­ dad ha continuado hasta hoy en muchos lugares. Las cadenas alpinas están caracterizadas por dibujos general­ mente curvos en el mapa del mundo (figura 1 3.6) . Cada sección curva de una cadena alpina se conoce como arco montañoso; los arcos se hallan conectados para formar los dos principales cinturones de montañas. Uno de ellos es el cinturón circumpacífico, que rodea la cuenca del Océano Pacífico. En América del Norte y del Sur, este cinturón forma gran parte de los continentes e incluye Jos Andes y las cadenas montañosas de América del Nor­ te. En Ja parte oeste de la cuenca patífica, Jos arcos montañosos se sitúan fuera de la costa continental y toman Ja forma de arcos de islas, como son las Aleutianas, las Kuriles, Japón, Filipinas y muchas otras islas menores. Entre las grandes islas, estos arcos están representados por volcanes que sobresalen por encima del -mar como pequeñas islas aisladas. La segunda cadena de grandes arcos montañosos forma el cinturón Euroasiático-Indonesio, que comienza en el oeste en las montañas del Atlas del Norte de África y corren a través del Próximo Oriente e Irán hasta alcanzar el Himalaya. Entonces el cinturón continúa a través del sudeste asiático hasta Indonesia, donde se encuentra con el cinturón circumpacífico. Más tarde volveremos a estos cinturones activos de formación de montañas, para expli­ carlos en términos de los movimientos de las placas litos­ féricas. Un mapamundi de las regiones estructurales ( Lámina D) incluye las cadenas alpinas como pertenecientes a un sistema alpino. Debido a que el sistema alpino incluye también algunas regiones inactivas adyacentes produci­ das por las orogenias de Ja era Mesozoica, aparece en el mapamundi como cinturones amplios en lugar de los estrechos arcos de la actividad cenozoica tardía sugeridos en la figura 1 3 .6.

Escudos y zócalos continentales Los cinturones activos y de reciente formación de monta­ ñas constituyen únicamente una pequeña parte de la corteza continental. El resto consiste en regiones inacti­ vas de rocas mucho más antiguas. Dentro de esas regio­ nes inactivas reconocemos dos tipos estructurales de la corteza: los escudos y los zócalos continentales. Los escu­ dos continentales son planas superficies continentales

226

bajo las cuales se encuentran rocas ígneas y metamórficas en una compleja ordenación (Lámina D) . Las rocas son muy antiguas, la mayoría de la era precámbrica y han tenido una complicada historia geológica. La mayor parte de los escudos son regiones de bajas colinas y mesetas, aunque hay excepciones donde grandes bloques de la corteza han sido elevados. Miles de metros de rocas de los escudos han sido erosionados durante su exposición a lo largo de 500 millones de años. Grandes áreas de los escudos continentales se encuen­ tran bajo una cubierta de capas sedimentarias más jóve­ nes, formadas entre las eras Paleozoica y Cenozoica. Es­ tos estratos se acumulaban cuando los escudos descen­ dían y eran cubiertos por aguas poco profundas. Los sedimentos marinos estaban situados sobre las antiguas rocas de los escudos en espesores que oscilaban entre los cientos y miles de metros. Estas áreas se arqueaban y se convertían de nuevo en superficie terrestre . Desde enton­ ces, la erosión fluvial ha arrancado gran parte de esa cubierta sedimentaria, pero todavía permanece intacta sobre algunas grandes áreas . Nos referimos a esas áreas como cuencas sedimentarias para diferenciarlas de los escudos arrasados, en los cuales las rocas Precámbricas se encuentran al descubierto. La Lámina D muestra las cuencas sedimentarias y los escudos arrasados en rela­ ción con los cinturones de montañas. Un ejemplo de escudo arrasado es el Escudo Canadiense de América del Norte. Estas formaciones también se encuentran en Es­ candinavia, América del Sur, África, India y Australia. Los movimientos de la corteza en los escudos durante los tiempos geológicos son de un tipo conocido como movimientos epirogénicos, es decir, de ascenso o hundi­ miento de Ja corteza sobre amplias áreas sin ruptura ni plegamiento apreciable de las rocas. Los movimientos epirogénicos reflejan generalmente la estabil idad de la corteza, en contraste con la actividad tectónica que afecta a Jos arcos montañosos. Los restos de Jos antiguos cinturones montañosos se encuentran en muchas ocasiones en los escudos. Estos zócalos están formados por rocas sedimentarias Paleozoi­ cas y Mesozoicas que han sido fuertemente deformadas y localmente transformadas en rocas metamórficas. Un importante sistema de zócalos se formó en la oroge­ nia Caledoniana, ocurrida hacia el final del período Silú­ rico (tabla 1 3 . 1 ) . A menudo denominados Caledonianos, estos zócalos se encuentran en un cinturón que se extien­ de por Irlanda del Norte, Escocia y Escandinavia (lámi­ na D). Un segundo sistema de zócalos importante se formó en la orogenia Apalachiana, que cierra Ja Era Pa­ leozoica. En América del Norte este sistema está repre­ sentado por los Apalaches. En Europa, una orogenia apro­ ximadamente equivalente, denominada orogenia Herci­ niana, formó un cinturón de montañas que se extendían por el sur de las Islas Británicas y el norte de Europa. Nuestro mapamundi de las regiones estructurales (Lámi­ na D) reconoce los zócalos Paleozoicos de las orogenias Caledoniana y Apalachiense (Herciniana) como regiones diferentes. Miles de metros de las rocas de esos viejos cinturones han sido eliminados, de forma que sólo per­ manecen las estructuras basales. Los zócalos aparecen como largas y estrechas cadenas, que raramente se elevan unos miles de metros por encima del nivel del mar. Los relieves de los zócalos se describen en el capítulo 18. U n a generación d e montañas más jóvenes s e produjo en las orogenias de la Era Mesozoica. Estas orogenias aparecen en la tabla 1 3 . 1 con los nombres de orogenias

La litosfera y las placas tectónicas

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FIGURA 1 3.6. Principales cadenas montañosas, arcos insulares y fosas oceánicas del mundo, y la dorsal medio-oceánica. (Mapa de la dorsal medio-oceánica de A.N. Strahler,

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Elevación del Pacífico oriental

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Nevádica y Larámica y afectaron a las cordilleras del oeste, incluyendo las Montañas Rocosas. Aunque estas cadenas han sufrido un importante proceso de erosión durante la Era Cenozoica, todavía son elevadas montañas debido a posteriores levantamientos. No pueden clasifi­ carse como macizos antiguos y se pueden describir como un paso intermedio en la evolución entre los macizos antiguos y los cinturones alpinos. En el mapamundi de las regiones estructurales (Lámina D) los cinturones de montañas Mesozoicas están incluidos dentro del sistema alpino.

Relieves de segundo orden en las cuencas oceánicas La corteza situada debajo del mar está compuesta casi enteramente por basalto, cubierta en grandes áreas por una acumulación de sedimentos de poco espesor, com­ parativamente hablando. Las determinaciones' de la edad del basalto y de su cubierta sedimentaria muestran que la corteza oceánica es bastante joven, en términos geológi­ cos. Gran parte de la corteza se formó durante la Era Cenozoica, y tiene menos de 60 millones de años. Sobre grandes áreas, las rocas pertenecen al Mesozoico, dentro del Período Cretácico (-65 a - 1 36 millones de añbs ) . Algunas pequeñas áreas pertenecen a l período Jurásico (- 1 36 a - 1 90 millones de años) . Estas fechas indican que las cuencas oceánicas comenzaron a existir en el Meso­ zoico. Cuando consideramos que la mayoría de la corteza continental es de la Era Precámbrica -por tanto tiene más de 500 millones de años-. La juventud de la corteza oceánica es aún más remarcable. Necesitaremos tener en cuenta este hecho en la teoría general sobre la actividad tectónica global. En conjunto, las cuencas oceánicas están caracterizadas por una estructura montañosa central que divide la cuen­ ca aproximadamente en dos mitades. Este elemento se aprecia en el diagrama esquemático de la figura 1 3.7. La dorsal medio-oceánica consiste en unas elevaciones sub­ marinas que van ascendiendo progresivamente hasta la zona montañosa central (Lámina F). Precisamente en el centro de la dorsal, en su punto más alto, se encuentra un rift axial, que es una especie de fosa. La forma de este 1 ift sugiere que la corteza se está separando por la línea cue forma el eje del rift. La dorsal medio-oceánica y su rift axial pueden ser localizados a lo largo de las cuencas

Continente

oceánicas en una distancia total de 64.000 km. La figura 13.6 muestra la extensión de la dorsal. Desde el Atlántico Sur, la dorsal gira hacia el este y entra en el océano Índico. Aquí, una rama se dirige hacia África mientras la otra continúa hacia el este entre Australia y la Antártida, desde donde pasa al Pacífico Sur. Cerca de América del Sur gira hacia el norte y entra en América del Norte en el comienzo del Golfo de California. El rift axial está fragmentado en muchos lugares por fracturas de la corteza. El movimiento en esas líneas de fractura (fallas) ha originado desviaciones bruscas del rift. Estas fracturas extienden la dorsal medio-oceánica por los dos lados. Como explicaremos más tarde, el rift axial y sus fracturas representan el límite entre placas litosféricas adyacentes que se están separando. A cada lado de la dorsal medio-oceánica existen am­ plias llanuras y cinturones de colinas que pertenecen al suelo de la cuenca oceánica. Su profundidad media es de unos 5 km. Las superficies planas se denominan llanu­ ras abisales; son extremadamente llanas porque se han formado con sedimentos muy finos. Cerca de los continentes el suelo oceánico comienza a ascender gradualmente, formando la pendiente conti­ nental. Después el suelo asciende bruscamente por el talud continental. Al final de este talud se encuentra la plataforma continental, una llanura inclinada suavemen­ te de 1 20 a 160 km de anchura a lo largo del margen oriental de América del Norte. La profundidad del agua es de unos 1 80 m en el límite exterior de la plataforma.� El margen continental, mostrado en la figura 13.7 como el tercer elemento de una típica cuenca oceánica, puede ser definido como una estrecha zona en la que la litosfera oceánica está en contacto con la litosfera conti­ nental (figura 1 3.2) . Por lo tanto, el margen continental se divide entre el continente y la cuenca oceánica. El modelo simétrico de la figura 1 3 .7 es una simplifica­ ción de las cuencas oceánicas del Atlántico Norte y Atlán­ tico Sur (figura 1 3 .8). También puede aplicarse a las cuencas del océano Ártico y océano Índico. Los márgenes de estas cuencas simétricas se describen como márgenes continentales pasivos, lo cual quiere decir que no han estado sujetas a la actividad volcánica y tectónica del Ce­ nozoico. Los márgenes continentales pasivos están cubiertos de grandes espesores de estratos sedimentarios derivados de los continentes. La edad de los estratos socila entre el

/ Línea de costa /Plataforma continental Talud continental

Margen continental

Suelo de la cuenca oceánica

Dorsal medio-oceánica

Suelo de la cuenca oceánica

Margen continenta 1

FIGURA 1 3.7.

Este bloque diagrama esquemático muestra las cuencas oceánicas como elementos simétricos a partir de un eje central. El modelo es especialmente adecuado para los casos de los océanos Atlántico Norte y Sur.

228

La litosfera y las placas tectónicas

Suelo de la cuenca oceánica

Dorsal medio-oceánica

Suelo de la cuenca oceánica

= s-= A

FIGURA 13.8.

Grandes divisiones de Ja cuenca nordatlántica (arriba) y un perfil representativo que va desde Nueva Inglaterra hasta la costa de África (debajo) . El perfil se ha exagerado aproximadamente 40 veces. (Datos de B.C. Heezen, M. Tharp y M. Ewing, 1959, The jloors of the Oceans, Geological Society of America Special Paper, 65, p. 16, figura 9.)

Mesozoico Ourásico, Cretácico) hasta el Cenozoico. Los estratos forman un depósito en forma de cuña, más delga­ do hacia las tierras y aumentando hacia el fondo oceánico (figura 1 3 .9) . Estos sedimentos han sido transportados desde la tierra y difundidos por el suelo marino a través de las corrientes. Se está prestando gran atención a la plataforma continental como una fuente potencial de ricas acumulaciones de petróleo, alcanzadas únicamente a través de plataformas de perforación. Bajo la elevación continental y la llanura abisal adyacente se encuentra otro espeso depósito sedimentario; está formado por se­ dimentos arrancados del talud continental por rápidas corrientes de naturaleza fangosa, denominadas corrientes de turbidez.

Los grandes ríos continentales transportan grandes can­ tidades de sedimentos hasta las plataformas continenta­ les, donde se forman grandes deltas (capítulo 1 9). En el lado marino del delta se presenta a menudo una especie de estrecho valle denominado cañón submarino, que representa la extensión submarina del cauce del río. (Los ríos Hudson y Congo tienen los mayores cañones subma­ rinos de este tipo.) Los sedimentos arrastrados por las corrientes de turbidez descienden el talud continental a través de este cañón y se acumulan en la elevación conti­ nental formando un cono submarino. El cono de un gran río puede extenderse por el suelo oceánico hasta una distancia de muchos cientos de kilómetros (figu­ ra 1 3 . 1 0 ) . Dos de los mayores conos conocidos son los de

Llanura

S Sedimentos continentales D Sedimentos marinos

Relieves de segundo orden en las cuencas oceánicas

FIGURA 13.9. Este bloque diagrama representa un margen continental con una acumulación de sedimentos bajo Ja plataforma continental y otra acumulación de profundos sedimentos marinos bajo el talud continental y la llanura abisal. (Dibujado por A.N. Strahler.)

229

FIGURA 1 3.10. Bloque diagrama que muestra un cono submarino y sus relaciones con la plataforma continental. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 9.30.)

los ríos Indo y Ganges-Brahmaputra. Un cono similar pero más pequeño se encuentra en el Golfo de México, correspondiente al delta del Mississippi (lámina F). La cuenca oceánica pacífica, aunque tiene una dorsal medio-oceánica, con suelo de la cuenca oceánica a am­ bos lados, tiene unos márgenes continentales bastante diferentes; están caracterizados por la existencia de arcos montañosos y arcos de islas, y por las fosas oceánicas. Los geólogos se refieren a estos límites de las cuencas oceá­ nicas como márgenes continentales activos. En la figura 1 3.6 se muestra la localización de las

Fosa

20

mayores fosas. El suelo de las fosas alcanza profundida­ des de 7 km e incluso más (lámina F) . Muchas evidencias científicas muestran que la corteza terrestre está brusca­ mente doblada hacia abajo para formar esas fosas, y que ellas marcan el límite entre dos placas litosféricas que se unen. En la cuenca oceánica del Pacífico oeste existen mu ­ chas subdivisiones del suelo oceánico conocidas como cuencas limitadas por arcos. Una típica cuenca de este tipo está limitada por el lado continental por una profun­ da fosa o por un margen continental pasivo y por el lado marino por un arco de islas y su fosa adyacente. Un ejemplo de esto es la Llanura Abisal de Bering, situada entre el margen continental de Alaska y Siberia, y el arco de islas Aleutianas, con su Fosa de las Aleutianas. Un segundo ejemplo es la profunda cuenca oceánica que se encuentra entre la Fosa Ryukyu- Fi lipinas y el sistema de arcos de islas Bonin-Mariana-Yap-Palau.

Las placas tectónicas Tanto la extensión de la corteza a lo largo del rift axial de la dorsal medio-oceánica como la desaparición de la corteza bajo las fosas oceánicas son los responsables del espesor de las placas litosféricas. La teoría general de las placas litosféricas con sus movimientos, y las interaccio­ nes entre sus límites se denomina la tectónica de placas. Tectónica es una palabra que significa "el estudio de la actividad tectónica". Por otro lado, la actividad tectónica se refiere a todas las formas de fractura y plegamiento

Continente Cadena

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Litosfera oceánica Litosfera continental

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Exageración vertical Límite óden PLACA X deextensi !as placas

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Límite de convergencia Corteza PLACA Z PLACA Y oceánica de las placas �o�::Za c?nti�'.;� -� 2 : , ! . : · ¡; ' . :. � ;l_ � : : "': ;; ��;s; _ i: ¡;;; ;;¡¡ ce:á :n;¡; i_ c_¡¡;:a_:;iiii ::::::::} :iLt:o:sf:e: ra:¡¡¡ _o: c: __ : _ """' ""f. -r?'·�"'-"'"'_ °' 7 T "'Litosfera !!1 Astenosfera continental m.

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250 '-������ B. FIGURA 13.1 1 . Corte esquemático que muestra algunos de los más importantes elementos

Sección a escala verdadera

de las placas tectónicas. El Diagrama A presenta una exageración de la escala vertical para acentuar los rasgos de Ja superficie y de la corteza. Sólo se muestran los SO km superiores. El Diagrama B está dibujado a escala verdadera y muestra las condiciones hasta una profundidad de 250 km. Aquí pueden examinarse las actuales relaciones entre las placas litosféricas, pero los rasgos de la superficie apenas se aprecian. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 9.30.)

230

La litosfera y las placas tectónicas

que se producen en la l itosfera, incluyendo la corteza. La figura 1 3 . 1 1 muestra los aspectos más importantes de la interacción de las placas. La dimensión vertical del bloque-diagrama (A) está muy exagerada, al i?ual que las formas de relieve. Un corte a escala verdader., (B) mues­ tra las correctas relaciones entre la corteza y la litosfera, pero los rasgos del relieve de la superficie apenas se aprecian. Los diagramas de la figura 13.11 muestran dos placas, Placa X y Placa Y, ambas pertenecientes a la litosfera oceánica, que es comparativamente delgada (unos 50 km) . La Placa Z pertenece a la litosfera conti­ nental, y es mucho más gruesa ( 1 50 km) . Debido a que la litosfera continental tiene una corteza gruesa, gran parte de la cual es de roca félsica (granítica) , es compara­ tivamente poco densa. Por otro lado, la litosfera oceánica está formada por rocas máficas y ultramáficas; es compa­ rativamente más densa y tiene una superficié superior más baja. Las Placas X e Y se están separando a lo largo de su límite común, formado por el eje de una dorsal medio­ oceánica. Esta actividad de las placas tiende a crear una fisura en la corteza, por donde el magma del manto sale continuamente. El magma surge como lava basáltica por é l suelo del rift y se endurece rápidamente. A gran pro­ fundidad bajo el rift, el magma se solidifica en forma de gabro, roca intrusiva de la misma composición que el basalto. El basalto y el gabro continuamente forman nue­ va corteza oceánica. La litosfera oceánica de la Placa Y se mueve en direc­ ción a la masa de la litosfera continental que conforma la Placa Z. Debido a que la placa oceánica es comparativa­ mente delgada y densa, en contraste con la placa conti­ nental, más gruesa pero más ligera, la litosfera oceánica se curva hacia abajo y se hunde en la blanda astenosfera. El proceso de hundimiento de una placa bajo la otra se denomina subducción. El borde delantero de la placa que desciende está más frío que la astenosfera que la rodea -bastante más frío ya que este fragmento de rocas quebradizas es más denso que la astenosfera-. En consecuencia, en el momento en que se inicia la subducción, la placa se hunde bajo su propio peso. Sin embargo, gradualmente se va calentan do por el contacto con la astenosfera y por tanto se va ablandando a gran profundidad. La parte inferior, que tiene la misma composición que la roca del manto, sim· plemente vuelve a la astenosfera en el momento en que se ablanda. La corteza superior, formada por materia mi· neral menos densa, se funde y se convierte en magma. Este magma tiende a ascender debido a que su densidad es menor que la del material que lo rodea. El diagrama de la figura 13.11 muestra algunas acumulaciones de magma formadas en el borde superior de la placa. Están dibujados en ascenso como balones de aire caliente a través de la litosfera continental. Al alcanzar la rnperficie de la tierra este magma forma volcanes que 1 ienden a constituir una cadena paralela a la fosa oceánica que marca la línea de descenso de la placa oceánica. Observando la Placa Y en la figura 1 3 . 1 1, se aprecia que una placa l itosférica individual presenta simultánea­ mente un proceso de acreción (crecimiento por adición) y un proceso de consumición por fusión, de tal forma que las placas mantienen su tamaño sin que tengan que expanderse o disminuir. En realidad, la tectónica de pla­ cas incluye la posibilidad de que una placa de la l itosfera oceánica pueda crecer o disminuir en extensión. Existen también modelos tectónicos que admiten la posibilidad

Los lfmites de las placas

Falla de transformación LÁMINA A LÁ MINA

B

FIGURA 13.12.

En una falla de transformación se produce un movimiento horizontal de dos placas litosféricas adyacentes, que se deslizan una tras la otra. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A. , Barcelona, 1987, figura 1.8.)

de la creación de nuevas placas de la litosfera oceánica donde no existían, y de que otras desaparezcan por com­ pleto. En este aspecto, la teoría es bastante flexible.

Los límites de las placas Tenemos que considerar un tercer tipo de límites de las placas litosféricas. Dos placas litosféricas pueden estar en contacto a lo largo de un límite común en el cual una placa simplemente se deslice por delante de la otra, sin existir un movimiento que cause la separación o la con­ vergencia de las placas (figura 13.12 ) . El plano a lo largo del cual se produce el movimiento es una fractura casi vertical, una falla, que se extiende hacia abajo atravesan· do toda la litosfera; se denomina/a/la de transformación. Una falla es el plano de fractura de la roca, a lo largo del . cual se produce el movimiento de la masa rocosa de un lado con respecto a la del otro. La falla de transformación pertenece al tipo de fallas denominadas fallas de desga­ rre, en las cuales todos los movimientos se producen en dirección horizontal (capítulo 14) .

LÁ MINA A

Límite de transformación -o·¡¡;e:

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LÁ MINA

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Vista desde arriba



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Vista lateral Subducción 13.13. Diagrama esquemático de una placa l itosférica rectangular con dos límites de transformación. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1.9.)

FIGURA

231

Límites de las placas = Expansión ....... Subducción FIGURA 13.14.

Falla de transformaci ón Inci e rta o inactiva

Mapa con las mayores placas litosféricas y sus límites. (A.N. Strahler.)

En resumen, existen tres tipos de límites de las placas activas: Límites de expansión. Nueva litosfera se está formando por acreción. Límites de convergen cia. La subducción está en pro­ greso; la litosfera se está consumiendo. Límites de transformación. Las placas se deslizan una delante de la otra en una falla de transformación.

Oº 25ºS

1

Pongamos ahora estos tres tipos de límites en un mo­ delo que incluya una placa litosférica completa. Como se muestra en la figura 1 3 . 1 3 , hemos visualizado una placa rectangular móvil situada en medio de u n.a placa estacio­ naria que la rodea, es decir, la placa se parece a una ventana. La placa móvil está limitada por dos fallas de transformación en dos lados paralelos. Límites de expan­ sión y convergencia forman los otros dos lados paralelos. La observación de este modelo nos recuerda a muchos aparatos mecánicos de uso corriente. Uno de ellos es el techo corredizo de un coche; es una ventana que se abre por deslizamiento hacia atrás .a lo largo de dos lados paralelos para desaparecer bajo el área fija del techo de atrás. Otro elemento familiar son los antiguos escritorios de persiana. Los límites pueden ser rectos o curvados. Existen muchas variaciones geométricas en la forma y movimientos de las placas individuales.

Geografía de las placas El primer mapa global de las placas litosféricas apareció publicado en 1968, y desde entonces se han introducido muchos pequeños cambios y revisiones en el mapa. Los

232

1

N.9c .OSI

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FIGURA 13.15. Corte circular esquemático de las grandes placas en un círculo máximo situado aproximadamente a 30º con respecto al Ecuador. (A.N. Strahler.)

La litosfera y las placas tectónicas

límites han sido retocados y nuevas placas identificadas; incluso han aparecido diferencias en la denominación de las placas. Sin embargo, hoy en día existe un amplio consenso en la comunidad geológica en cuanto al núme­ ro y a los nombres de la mayoría de las placas, la naturale­ za de sus límites, y sus movimientos relativos. De todas formas, persisten diferencias de interpretación en mu­ chos detalles de los límites. También algunas partes de los límites de las placas son de clasificación o localiza­ ción incierta. Para identificar y nombrar una placa litosférica particu­ lar, sus límites deben ser activos. En otras palabras, debe existir la evidencia de un movimiento relativamente re­ ciente entre la placa y todas sus placas contiguas (adya­ centes) . En la figura 13. 1 4 aparece u n mapa generalizado del sistema global de placas. La figura 1 3 . 1 5 es una sección circular de la litosfera a lo largo de un círculo máximo en las bajas latitudes. Muestra algunas de las grandes placas y sus límites. ( Los mapas de la figura 13.30 propor.:ionan algunos detalles adicionales de los límites de las placas.) El sistema de placas litosféricas está formado por doce grandes placas que aparecen en la tabla 1 3.2. De las doce, seis de ellas tienen una enorme extensión -las grandes placas- mientras que las otras seis oscilan entre un tama­ ño intermedio a uno comparativamente pequeño. Los geólogos han identificado una serie de placas más peque­ ñas entre las doce placas grandes. La placa del Pacífico ocupa gran parte de la cuenca oceánica del Pacífico y forma casi por completo la litosfera oceánica. Presenta u n movimiento relativo hacia el noroeste, d e forma que su límite de convergencia (subducción) se encuentra a lo largo de su borde norte y oeste. Los bordes sur y este son límites de expansión. Se incluye una parte de la l itosfera continental, que comprende la parte costera de Califor­ nia y toda la baja California. El límite de la placa en esta zona es la Falla de San Andrés, una activa falla de trans­ formación.

Geografia de las placas

La Placa Americana incluye gran parte de la litosfera continental de América del Norte y del Sur, así como toda la litosfera oceánica situada al oeste de la dorsal medio­ ceánica (dorsal medioatlántica) que divide la cuenca oceánica atlántica por la mitad. La mayor parte del borde oeste de la placa americana es un límite de convergencia con una activa subducción que se extiende desde Alaska, � través de América Central, hasta la zona más meridional de América del Sur. Muchos geólogos disting u en entre una placa de América del Norte y una placa de América del Sur, con un límite que se extiende de este a oeste a una latitud aproximada de 1 5º N. Sin embargo, este límite no es tectónicamente activo y se trata simplemente de una línea arbitraria. La Placa Euroasiática está formada por litosfera conti­ nental, pero está bordeada por el este y por el norte de un cinturón de litosfera oceánica. La Placa Africana pre­ senta un núcleo central de litosfera continental rodeado por litosfera . oceánica. La Placa Austro-India (también denominada Placa Australiana) tiene la forma de un recTabla 13.2.

L as placas litosféricas

Pacífico América (Norte, Sur) Euroasiática Subplaca Pérsica Subplaca China o de Asia del Sudeste África Subplaca de Somalia Indo-Australiana Antártica Nazca Cocos Filipina Caribe Arábica Juan de Fuca

233

tángulo alargado. Se trata casi por completo de litosfera oceánica, pero contiene dos núcleos de l itosfera conti­ nental - Australia y la India. La Placa Antártica tiene una forma elíptica y está encerrada casi completamente por un límite de expansión. El continente de la Antártida forma un núcleo central de litosfera continental comple­ tamente rodeada de litosfera oceánica. De las seis placas restantes, las Placas de Nazca y de Cocos, situadas en el Pacífico este son simples fragmen­ tos de litosfera oceánica delimitados por la dorsal medio­ oceánica del Pacífico, un límite de expansión hacia el oeste y por un límite de convergencia hacia el este. La Placa de las Filipinas es digna de atención ya que presen­ ta límites de convergencia tanto en el borde este como en el oeste. La Placa Arábica se parece al modelo del "techo corredizo"mostrado en la figura 1 3 . 13 ; tiene dos límites de transformación y se desplaza hacia el noreste. La Placa del Caribe tiene también importantes límites de transformación en lados paralelos. La minúscula Pla<:: a de Juan de Fuca disminuye constantemente de tamaño y desaparecerá por subducción bajo la placa americana. Los geólogos distinguen una o más subplacas dentro de las placas más grandes. Una subplaca es una placa de importancia secundaria separada de la placa principal por un límite incierto o cuestionable, bien por su naturaleza o por el nivel de su actividad. Un ejemplo de ello es la subplaca de Somalia dentro de la Placa Africana. Está bordeada por el sistema del Rift Valley de África Oriental y existe una buena razón para pensar que esta parte de la Placa Africana está comenzando a separarse y se converti­ rá en una placa independiente, (véase la figura 14.22) .

La subducción y los arcos volcánicos Los límites de convergencia de las placas, con el progre­ so de la subducción, son zonas de intensa actividad tectó­ nica y volcánica. La estrecha zona de un continente que se encuentra sobre una placa en subducción constituye un margen continental activo. La figura 1 3 . 16 muestra algunos detalles de los procesos que están asociados a la subducción de las placas. Se utilizan dos diagramas: (A) exagerado, para mostrar los detalles de la superficie y de la corteza, (B) dibujado a escala verdadera para mos­ trar las placas litosféricas. El eje de la fosa representa la línea de contacto de los sedimentos procedentes de dos fuentes diferentes. Las placas oceánicas transportan sedimentos oceánicos -arci­ lla fina y ooze- que han sido depositados en el suelo del océano. Del continente llegan sedimentos terrestres en forma de arena y barro transportados por los ríos hasta la playa y arrastrados después hacia el océano por la acción de las corrientes. En el fondo de la fosa ambos tipos de sedimentos se hallan fuertemente deformados y son im­ pulsados hacia abajo por el movimiento de la placa. Los sedimentos adquieren entonces forma de cuña, superpo­ niéndose unas a otras sobre abruptos planos de falh. Las cuñas se acumulan en un prisma acrecionario en el cual se produce el metamorfismo. De esta forma, el margen continental es empujado hacia el exterior y se va forman­ do una nueva corteza continental a base de rocas meta­ mórficas. El prisma acrecionario tiene una densidad rela­ tivamente baja y tiende a ascender, formando una cresta tectónica. Esta cresta suele estar sumergida pero en algu­ nos casos forma una cadena de islas paralelas a la costa, denominada arco tectónico. Entre el arco tectónico y la

234

tierra firme existe una depresión que recibe el nombre de cuenca marginal. Esta cuenca recoge gran cantidad de sedimentos terrestres. El fondo de la depresión se hunde constantemente por el peso de la carga sedimenta­ ria. En algunos casos el suelo marino es llano y poco profundo, originando una especie de plataforma conti­ nental. Los sedimentos son arrastrados hacia la vertiente exterior del prisma acrecionario por efecto de las corrien­ tes de turbidez. El diagrama inferior de la figura 1 3 . 16 muestra una placa litosférica hundiéndose en la astenosfera. El inten­ so calentamiento de la parte superficial de la placa funde la corteza oceánica, formando magma basáltico. Cuando este magma asciende, su composición química cambia en la base de la corteza y se transforma en magma andesíti­ co. É ste será el magma que llegue a la superficie, origi­ nando volcanes de lava andesítica, tales como Jos que existen en los Andes en Sudamérica. Un excelente ejemplo de límite de subsidencia se en­ cuentra en el sistema de arcos volcánicos y tectónicos de Sumatra y Java, bordeados por Ja profunda Fosa de Java. La figura 13. 17 es un mapa de este sistema; Ja figura 1 3 . 1 8 muestra cuatro cortes transversales d e profundas fosas de sedimentos contemporáneos, y sus relaciones con los arcos volcánicos y tectónicos. El primer elemento a considerar es Ja acumulación de materiales dentro de la fosa. La cuña sedimentaria (CS) representa los sedimentos arrancados a Ja placa en movi­ miento. La Fosa de Java se encuentra a una profundidad aproximada de unos 6.000 m. Junto al suelo de Ja fosa, los depósitos de las corrientes de turbidez y los sedimentos oceánicos están siendo convertidos en un prisma acrecio­ nario ( PA) . El prisma va creciendo lentamente hasta que su cresta forma el arco tectónico (AT). En la región de Java, el arco tectónico se encuentra sumergido a profun­ didades de 1 .000 a 2 .000 m, pero hacia el oeste, lejos de Ja costa de Sumatra, se eleva sobre el nivel del mar hasta formar una cadena de islas, las Mentawai ( Diagrama A) . Junto al arco tectónico se encuentra la cuenca margi­ nal (CM) que recibe sedimentos procedentes de los arcos volcánicos de las islas de Sumatra y Java. Los mate­ riales que cubren esta cuenca tienen más de 4 .000 m de espesor. Los sedimentos son arcillas, limos y arenas, ero­ sionados de las abruptas laderas de las cadenas montaño­ sas volcánicas. Una estrecha cadena montañosa axial representa el arco volcánico (AV) del sistema. Bajo la roca volcánica se encuentra la corteza continental. Al norte del arco existe una cuenca interior ( C I ) , de 1 00 a 200 m de amplitud, que representa el tercer tipo de cuenca sedimentaria del sistema. En Sumatra esta zona se encuentra por encima del nivel del mar, constituyendo una baja llanura costera ( Diagrama A) . Hacia el este de las islas Flores, la cuenca interior se hace más profunda, transformándose en la Fosa de las Flores, cuya profundidad es superior a los 3 .000 m ( Diagrama C) . En esta zona las cuencas marginal e interior forman una única cuenca más o menos conti­ nua con una divisoria submarina. Al norte de la cuenca interior se encuentra la corteza continental. Por lo tanto, la península Malaya y la isla de Borneo representan salientes continentales (SC ) . Aunque l a actividad tectónica y volcánica ha sido conti­ nua durante el Cenozoico en una zona de subducción como el arco de Sumatra y Java, no consideramos esta actividad como una orogenia. La orogenia incluye una fuerte deformación de las cuencas sedimentarias así

La litosfera y las placas tectónicas

como una intrusión de magma que produzca batolitos. La deformación limitada del prisma acrecionario no se en­ cuentra dentro de esta definición.

tos están comprimidos en estructuras semejantes a olas, denominadas pliegues. Generalmente, los pliegues caen, transformándose en pliegues tumbados, como se indica en la figura 1 3 . 1 9 . Junto a los pliegues aparece una forma de fallamiento en el que los bloques se desplazan unos sobre otros originando planos de falla de poca inclina­ ción; son las fallas de cabalgamiento. Los bloques indivi­ duales, denominados mantos de corrimiento, se despla­ zan durante decenas de metros sobre la roca en la que se asientan. En los Alpes europeos esta estructura se conoce con el nombre de nappe. Los nappes pueden encontrarse agrupados formando una gran pila.

Orogenia Hablando en general, las masas montaí'i.osas elevadas (distinguiéndolas de las montaí'i.as volcánicas) se han formado a través de dos procesos tectónicos básicos: compresión y extensión. La actividad tectónica de com­ presión actúa en los márgenes convergentes de las pla­ cas, mientras que la expansión tiene lugar en las placas oceánicas que se están separando o en una placa conti­ nental que se está fracturando. Primero analizaremos los procesos tectónicos de compresión. Las cadenas alpinas están formadas fundamentalmente por estratos muy deformados de origen marino. Los estra-

Orogenia del tipo americano Pueden distinguirse dos tipos básicos de orogenias. El primero, denominado tipo americano, consiste en el imContinente

Cuenca oceánica

20

Litosfera oceánica

1 00

A

3 01

Volcanes

Fosa oceá nica

km

Subducc1ón

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forteza oceánica

Fosa

Cresta tectón ica (arco)

Cuenca marginal

Linea de costa

Volcanes

2 0 :::: ;':: ;-;."< : -:: :' < . : :': >. -;:: : : ;: o ; ; : ; ·. : : :· � � . 60 : : ·"" -� : ·. " ::-: : 80 100 itos era oceá��ca .

4

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FIGURA 13.16.

Elementos característicos de una zona activa de subducción. El Diagrama A está realizado con una gran exageración vertical para que se aprecien los detalles de la superficie y de la corteza. Los sedimentos erosionados de la placa que se mueve forman cuñas inclinadas que se acumulan en una masa tectónica ascendente. Entre la corteza terrestre y la tierra firme existe una cuenca poco profunda en la que se van acumulando los sedimentos terrestres. Sobre la placa descendente se forman las rocas metamórficas. El magma que asciende de la parte superior de la placa alcanza la superficie, originando una cadena de volcanes. El Diagrama B es un corte a escala verdadera que muestra el espesor de las placas litosféricas. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1 . 1 3 . Orogenia del tipo americano. )

Orogenia del tipo americano

235

1 1o

1 00

1 20''

1 15

1 30'

10

1 0'-

I n doc h i n a Mindanao .

Mar de China P�nínsula Malaya

5

6 Mar de Filipinas 5º

t

,

Mar de las Célebes

' Nu eva, .G.uinea

3. Kalimantan

o

H a l mahera



3 '

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5

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5

Fosa dé las..Flores

Océano fndico

o 10

o

1 oc

500

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1 00 ,_/\,__-'-/\_,__�/\u..

1 10

1 05

Eje de fosas

º º º º º º º

115

1 20

1 25'

1 30'

Eje de la cuenca marginal

Cresta del arco tectónico

.... Cresta del arco volcánico

Curvas batimétricas, km

__, _,. ...,._

FIGURA 13. 17.

Mapa del arco tectónico-volcánico de Sumatra y Java. (Interpretación geológica basada en los datos de J. Aubouin, como Jos presentó P.]. Wyllie, 1 97 1 , Tbe Dynamic Eartb, John Wiley and Sons, Inc., Nueva York, p. 227, figura 9.7 y W. Hamilton, Subduction in che Indonesian Region, pp. 1 5 - 3 1 en Island Ares, Deep Sea Trencbes and Back-Arc Basins, 1977, Maurice Ewing Series 1, M. Talwani y W.C. Picman I I I , eds., American Geophysical Union, Washington, D.C. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1 987, figura 1 2. 1 1 .)

A

Fosa de Java

AV

sw o �-------� Km 5

Su matra

se

C!

NE

�co:':rt:'.:e:za:i-...,:¡:.1111 oceánica

10

Islas Savu e s AT o �-----1"

Islas Flores AV

Fosa de las Flores

N

se

Aumento verti10cal: X

10

D o 5 10

Mar de

s Timor

-- ? -

FIGURA 13. 18.

Islas Islas Babar Islas Damar Lucipara Fosa de AT Weber AV Mar de Banda CS

CS = Cuña sedimentaria AT = Arco tectónico N AV = Arco volcánico ::--=-::---:lllll..:---::-:----=x---i SC = Saliente continental PA Prisma acrecionario CM Cuenca marginal CI = Cuenca interior =

=

Secciones transversales que complementan Ja figura 1 3 . 1 7. Según los mismos datos utilizados en Ja figura 1 3. 1 7. (A. N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1 2 .1 2 . )

Pliegue tumbado

Falla de cabalgamiento

Manto de corrimiento

FIGURA 13. 1 9.

En la estructura alpina, los estratos fuertemente plegados se rompen, originando fallas de cabalgamiento. ( Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper and Row Publishers figura 26. 14. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

pacto de una masa litosférica relativamente pequeña con­ tra una masa continental más grande. Como resultado de este tipo de colisión, la masa pequeña queda firmemente soldada al continente y se transforma en parte integrante de éste. El segundo tipo, euroasiático, se produce por la colisión de dos grandes masas de litosfera continental, uniéndolas permanentemente y desarrollando gran acti· vidad tectónica a lo largo de la zona de colisión. Para comprender el mecanismo de la oroger ia de tipo americano podemos utilizar un simple ejemplo mecáni· co. Imaginemos que nos encontramos en una pastelería donde los pasteles se elaboran según un orden. Cuando cada pastel está acabado, se sitúa sobre una cinta trans­ portadora de movimiento continuo que lo transporta has· ta el departamento de empaquetado. En este punto, el pastel se desliza hacia una pequeña mesa cuya superficie está situada al nivel de la cinta transportadora. En la mesa sólo caben unos pocos pasteles; si el empleado deja este puesto durante un tiempo, se producirá el desastre. Cuando llega un pastel a la mesa choca con los que ya se

Orogenta del tipo americano

encontraban allí, aplastándolos de forma que se convier­ ten en una única masa. En este modelo, la cinta transportadora representa a la litosfera oceánica desapareciendo en la zona de subduc­ ción. Cada pastel representa una de las posibles caracte· rísticas de la corteza que pueden emerger de la uniforme superficie abisal. Algunos de estos elementos, tales como los montes submarinos, generalmente no causan proble­ mas, ya que quedan incorporados al prisma acrecionario. El problema aparece en las estructuras de mayor tamaño, demasiado masivas y firmemente enraizadas para ser arrastradas por el proceso de subducción. ¿Qué tipo de masas corticales son capaces de colisio· nar con un gran continente e incorporarse a él? Una de ellas son los arcos volcánicos, como por ejemplo los de las Kuriles o de las Antillas Menores. Otro tipo dife· rente son los pequeños fragmentos de corteza continen­ tal denominados microcontinentes. Algunos antiguos arcos de islas con un largo proceso de acreción se con­ sideran microcontinentes, como Honshu, las Filipi­ nas o La Española, por ejemplo. En otros casos, un frag­ mento de continente ha sido separado de tierra firme a través de un rift que estaba en proceso de ampliación, formando una cuenca interior. Estas islas de corteza continental están, por lo tanto, rodeadas de corteza oceá­ nica. Estos elementos pueden llegar a un margen activo de litosfera continental en forma de placa oceánica que se desplaza hacia la zona de subducción adyacente al conti­ nente. Durante millones de años, el elemento impactante puede desplazarse cientos de kilómetros. Una variedad del tipo americano de orogenia, formada por una colisión arco-continente, aparece ilustrada en la figura 1 3 .20. La primera fase, en el Diagrama A, muestra un margen continental pasivo (derecha) cercano a un arco volcánico (izquierda ) . En este caso, la subducción tiene lugar a lo largo del arco volcánico, provocando la reducción de la litosfera oceánica que separa a las dos masas. Un prisma acrecionario va creciendo a la vez que se desarrolla el arco volcánico. En el Diagrama B, el océano ha quedado completamente cerrado y el prisma acrecionario es obligado a cabalgar sobre el margen con­ tinental, deslizándose en forma de falla de cabalgamien­ to. Como se indica en el Diagrama C, el impacto del arco volcánico causa el cabalgamiento de los estratos del mar­ gen pasivo, produciendo un amplio manto de corrimien­ to. Este tipo de plano de falla se denomina décollementy se encuentra e n el espacio comprendido entre los estra· tos y el antiguo basamento cristalino. Las rocas del arco volcánico están fuertemente deformadas y convertidas en rocas metamórficas. Un elemento a destacar en el Diagrama C es que se ha formado una nueva zona de subducción en el lado exte­ rior del antiguo arco volcánico. Los magmas ascienden de la placa que se está hundiendo, penetrando en la zona de metamorfización. Este hecho produce el ascenso de ma­ sas de magma félsico que se transforman en batolitos ' graníticos. El magma también puede alcanzar la superfi­ cie en forma de afloramientos de lava andesítica y riolíti· ca. El proceso de intrusión de magma ha ampliado la corteza bajo el orógeno, uniéndolo permanentemente al continente. Ejemplos de este tipo de orogenia pueden encontrarse tanto al este como al oeste de Norteamérica. Los elemen­ tos señalados en la figura 1 3 .23 están basados en las colisiones arco-continente que afectaron a los Apalaches

237

Arco volcánico

Margen pasivo A

- -

A

Diagrama B D

A. Miogeosinclinal Eugeosinclinal Prisma acrecionario Arco volcánico

e

B

A

B.

FIGURA 1 3.20.

Cortes esquemáticos que representan la evolución de una colisión arco-continente. No están realizados a escala verdadera. (Según A.N. Strahler.)

C.

D.

y a los Montes Ouachita. Otro ejemplo de esta orogenia son las cadenas montañosas del oeste de Norteamérica. El límite interior de este cinturón orogénico se observa actualmente en un cabalgamiento que aparece en la figu­ ra 1 3 .22. En las Montañas Rocosas en Montana, Alberta y en la Columbia Británica, la zona de cabalgamiento está representada en las elevadas montañas glaciares del Wa­ terton-Glacier International Peace Park, Banff Park y ]as· per Park. La figura 1 3 . 2 1 es un corte esquemático que representa esta zona, en la cual los estratos están intensa· mente deformados y fallados. Otro elemento característi· co de esta orogenia es la intrusión de numerosos batoli­ tos durante el Cretácico.

Macizos autóctonos En los ultimos años los geólogos que han estudiado los elementos del relieve en el oeste de Norteamérica, desde México hasta Alaska , . han señalado que está formado por un mosaico de parcelas corticales denominadas macizos autóctonos. Cada uno de estos macizos es bastante dife­ rente de los que lo rodean, en el sentido de que tiene su tipo característico de roca o asociación de rocas. Si los comparamos con un mosaico, observaremos que cada

Montes Selkirk

Diagrama C

u no de los elementos es único, y otros están duplicados en zonas muy alejadas. La figura 1 3 .22 es un mapa de estos macizos. Existen casi 50 y cada uno de ellos está separado de los otros por una falla. En muchos casos, se trata de una falla de desgarre, más o menos paralela al margen continental. Cada uno de los macizos autóctonos tiene su nombre. Por ejemplo, el denominado "Wrangellia", que aparece en el mapa en color oscuro, se encuentra en cinco zonas diferentes. Este macizo está formado por arcos de islas volcánicas y rocas sedimentarias que incluyen silicato& de mares profundos y calizas de mares poco profundos. ID ti· lizando los métodos paleomagnéticos, los geólogos han podido determinar la localización inicial de algunos de los macizos. Con gran sorpresa se descubrió que Wrange· llia se encontraba a 1 0º lat., a una distancia semejante a donde se encuentra actualmente Nueva Guinea y, por lo tanto, tuvo que atravesar una distancia de cerca de 1 0.000 km. Ocupaba esta localización en el Triásico, cuando se depositaron lavas basálticas que alcanzaron un espesor de tres kilómetros. Cada uno de los macizos se considera actualmente como un microcontinente -en el sentido amplio del término. Obviamente, estos macizos solamente pueden desplazarse conjuntamente con l a placa en la cual se

Fosa deRocosas las Montañas

5 km o -5 - 10 - 15 FIGURA 1 3.2 1 . Perfil estructural a través de las Rocosas canadienses entre los ríos Bow y Athabasca, Alberta. (Datos del Geological Survey, Canadá, presentados por R.A. Price y E . )

2 38

L a litosfera y las placas tectónicas

encuentran. Estos fragmentos de litosfera continental es­ tán inmersos en la l itosfera oceánica, la cual se desplazó hacia Norteamérica, proporcionando a cada microconti­ nente una localización cercana al límite de subducción del margen activo occidental de Norteamérica. Aquí tuvo lugar una colisión y el microcontinente quedó soldado al continente. Al producirse múltiples colisiones se fue for­ mando con el paso del tiempo el mosaico de macizos que conocemos hoy. Una vez que los microcontinentes quedaron unidos a los continentes, quedaron divididos en dos o más frag­ mentos por fallas de desgarre que discurren casi paralela­ mente al margen continental. Las fallas de este tipo se forman en la corteza continental cuando la placa litosféri­ ca descendente .se aproxima en ángulo oblicuo al margen de subducción. ( La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de fallas de desgarre.) Arrastrados por la falla de desgarre, los fragmentos de los macizos se separan y distribuyen por encima y por debajo de toda la zona marginal continental. Esto es lo que parece haber sucedi­ do en el caso de Wrangellia. La acreción de los microcon­ tinentes puede haber sido una de las formas por las que se formó el escudo precámbrico. El modo en que la llegada e impacto de un microconti­ nente fue capaz de generar una orogenia es discutible. Para un pequeño microcontinente, de unas pocas dece­ nas de kilómetros de longitud, el efecto tectónico quizá pudiera ser localizado. En el caso del impacto de un arco de islas volcánicas, se habría originado una orogenia de miles de kilómetros que afectaría al margen continental. Un fenómeno de esta magnitud es bastante diferente de los impactos repetidos de muchos microcontinentes. Evi\amtemente, tales colisiones presentan una gran ampli­ tud de magnitudes y producen muy diferentes fenó­ menós.

Orogenias del tipo euroasiático Un segundo tipo de orogenia se produce por la colisión de dos masas de litosfera continental, ambas con dimen­ siones de una gran placa o subplaca. Denominada tipo euroasiático, esta orogenia se define como el resultado de una colisión continente-continente. Colisiones de este tipo se produjeron en la era Cenozoica a lo largo de la gran línea tectónica que marca el límite meridional de la Placa Euroasiática (figura 1 3 . 2 3 ) . La línea comienza en los montes Atlas del norte de África, sigue a través de los Alpes europeos y se exiende por la región del Mar Egeo hasta Turquía Occidental . Después de un gran vacío en

Montañas Rocosas

Turquía, la línea vuelve a aparecer en los montes Zagros de Irán. Después de otro vacío en el sureste de Irán y Pakistán, la línea de colisión continúa en la gran cordille­ ra del Himalaya. Por lo tanto, nos encontramos con tres segmentos: europeo, pérsico e himalayo. Cada segmento representa la colisión de una placa diferente con la única y relativa­ mente inmóvil Placa Euroasiática. El segmento europeo se formó por la colisión de la Placa Africana con la Placa Euroasiática en la región mediterránea. El segmento pér­ sico es el resultado de la colisión de la Placa Arábica con la Subplaca Pérsica de la Placa Euroasiática. El segmento himalayo representa la colisión de la parte continental india de la Placa Indo-Australiana con la Placa Euroasiáti­ ca. Las estructuras de estos tres segmentos de colisión difieren sensiblemente. La figura 1 3.24 es una serie de diagramas en los que se reproducen los sucesos tectónicos de una típica colisión continente-continente. El diagrama muestra un margen pasivo a la izquierda y un margen activo de subducción a la derecha. Como el océano situado entre los continentes convergentes es eliminado, se produce una serie de fallas de cabalgamiento a lo largo de la corteza oceánica (Dia­ grama B) . Los planos de falla se elevan uno sobre otro, impulsando a la corteza oceánica y a los sedimentos que se encuentran sobre ella. Cuando las fallas son comprimi­ das tienden a elevarse. La parte superior de cada manto de corrimiento toma una posición horizontal hasta formar un nappe, que se desliza hacia abajo por efecto de la gravedad. Una masa de rocas metamórficas se forma entre las placas continentales, soldando una a la otra. Esta nueva masa rocosa se denomina sutura continental, y es un tipo determinado de orógeno. En la figura 1 3 .23 se señalan las suturas de los tres segmentos de colisión. El segmento himalayo tiene toda­ vía gran actividad, con la Placa India penetrando bajo la cadena montañosa. Al norte se encuentra la meseta del Tibet, con una corteza continental extremadamente grue­ sa, quizá resultado del efecto de compresión. Hacia el norte, la compresión ha producido algunas grandes fallas de desgarre a lo largo de los cuales grandes segmentos de la corteza asiática se han movido hacia el este, forman­ do la Subplaca China. Las colisiones continente-continente se han producido desde el Precámbrico. En los escudos continentales han podido identificarse muchas suturas antiguas. Los Urales constituyen una de tales suturas que, con una dirección norte-sur actúa como línea divisoria arbitraria entre Euro­ pa y Asia, habiéndose formado cerca del final de la Era Paleozoica.

Estribaciones

Llanuras E

-10 Montjoy, Geological Association of Canada; memoria especial n. 6, figura 2 . 1 , 1970. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., figura 1 7 . 1 2 . )

Orogenias del tipo euroasiático

239

Vertiente norte

Cugach

Salinian

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600

Kilómetros

FIGURA 13 .22.

Mapa de Jos microcontinentes del oeste de Norteamérica. En color oscuro se representan fragmentos de Wrangellia. También aparecen algunos de Jos nombres de Jos macizos. (Basado en Jos datos del U.S. Geological Survey; M. Beck, A. Cox y D.L. Jones, 1980, Geology, vol. 8, p. 455; y otros. )

Ruptura continental y nuevas cuencas oceánicas Ya hemos señalado que los márgenes continentales que bordean el océano Atlántico tanto por el este como por el oeste, son muy diferentes del margen activo de una zona

240

de subducción. Los bordes del Atlántico no presentan actividad tectónica en el presente; se trata de márgenes continentales pasivos. Sin embargo, representan el con­ tacto entre litosfera continental y litosfera oceánica, como se muestra en la figura 1 3 . 2 . Para comprender cómo se formaron los márgenes pasivos, debemos anali­ zar la historia tectónica que conduce a la división de una única placa l itosférica continental . Este proceso se deno­ mina ruptura continental. La figura 1 3 .25 muestra, a través de tres diagramas esquemáticos, cómo se produce la ruptura continental y la influencia que tiene en el desarrollo de los márgenes continentales pasivos. En pri­ mer lugar, la corteza es levantada y estirada mientras la placa litosférica es arqueada hacia arriba. En esta etapa se forman montañas en bloques fallados, que son el resulta­ do de una tectónica de extensión. Después aparece un largo y estrecho valle, denominado rift va/ley (Diagra­ ma A) . La grieta, que se va ampliando, es continuamente rellenada por magma que asciende desde el manto. Este magma se solidifica formando nueva corteza en el suelo del rift valley. Los bloques de la corteza se deslizan hacia abajo a lo largo de una serie de fallas, manteniendo el paisaje montañoso. Como la separación continúa, acabará por aparecer un estrecho océano; por debajo de su centro existe un límite de divergencia (bloque B) . Se produce entonces la acreción de la placa, originándose así corteza oceánica y litosfera. Actualmente podemos encontrar un ejemplo de estrecho océano formado por ruptura conti· nental en el Mar Rojo. Sus costas rectas y abruptas son rasgos que deberíamos esperar de tal evolución . La am­ pliación de la cuenca oceánica puede continuar hasta formar un gran océano que separe a los continentes (bloque C) . Durante el proceso de apertura de una cuenca oceáni­ ca, en el límite de divergencia se desarrollan una serie de desplazamientos, uno de los cuales aparece en la parte superior izquierda del Diagrama A de la figura 1 3 . 1 1 . Los bordes del desplazamiento del rife axial están conectados por una activa falla de transformació�l continuar la separación se forma una especie de grieta en el suelo del océano como extensión de la falla de transformación. Estas grietas de transformación tienen la forma de estre­ chos escarpes y pueden extenderse durante cientos de kilómetros a lo largo del suelo oceánico. Antes de cono­ cerse la verdadera naturaleza de estos escarpes, se deno­ minaron zonas de fractura. Este nombre todavía persiste y puede verse en mapas del fondo del océano ( Lá­ mina F). Las grietas no están, al menos en la mayoría de casos, relacionadas con fallas activas, aunque en al­ gunas ocasiones pueden producirse pequeijos movimien­ tos. En el bloque C de la figura 1 3 . 2 5 puede apreciarse que el aspecto global de la cuenca oceánica y de sus márge­ nes continentales es semejante al diagrama esquemático de la figura 1 3 .7. En los márgenes pasivos se acumulan sedimentos terrestres, formando la plataforma continen­ tal sobre la corteza continental, mientras que sobre la corteza oceánica se acumula una cuña de profundos sedi­ mentos marinos. El margen continental se hunde gra­ dualmente al aumentar el espesor de los sedimentos, hasta que éstos alcanzan un grueso de varios kilómetros (figura 1 3.9) . Las p lataformas continentales amplias y poco profundas son típicas de los márgenes continenta­ les pasivos. Los grandes deltas construidos por los ríos contribuyen al aumento de los materiales de la platafor­ ma. Las corrientes de turbidez transportan los sedimentos

La litosfera y las placas tectónicas

40°



40°

20°

60°

1 00°

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1 20° 20°

Urales

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60°

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20°

80°

FIGURA 13.23. Mapa representativo de los diferentes segmentos de la colisión euroasiática. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1 2 . 17.)

Reducción de la cuenca oceánica Fosa

Arco tectónico

Arco volcá nico

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FIGURA 13.24.

Cortes esquemáticos que representan una colisión continente-continente y la formación de una zona de sutura con nappes. Basado parcialmente en las i lustraciones de ].F. Dewey y ].M. Bird, 1970, jour. of Geophysica/ Research, vol. 75, p. 2.625-2.647. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., figura 1 2 .28.)

Ruptura continental y nuevas cuencas oceánicas

241

Montañas Valle del Rift en bloques

Plataforma continental

Dorsal medio­ oceánica

Cuenca oceánica

co explicaba la semejanza de los diferentes tipos de plantas fósiles de Europa y Norteamérica. A principios del siglo xx, dos americanos, Frank B. Taylor y Howard B. Baker, publicaron artículos en los que presentaban la hipótesis de que los continentes del Nuevo Mundo y Viejo Mundo se habían separado. Sin embargo, el honor de haber elaborado una hipótesis a escala global de la ruptura de un primitivo superconti­ nente y de la separación de los continentes individuales pertenece a un científico alemán, Alfred Wegener, un meteorólogo y geofísico que se interesó en las pruebas geológicas de que los continentes habían estado unidos en el pasado. Wegener presentó sus ideas en 1912 y su gran trabajo sobre el tema apareció en 1922, al cual siguió una gran controversia, y muchos geólogos ameri­ canos censuraron su hipótesis. Wegener reconstruyó un supercontinente denominado Pangea, que existió hace unos 300 millones de años en un período de tiempo geológico denominado Período Carbonífero . La figura 1 3 . 26 es una versión moderna de la Pangea; la figura 1 3 .27 muestra la ruptura de este super­ continente. Wegener imaginó que América estaba unida a África y Europa, mientras los continentes de la Antártida y Australia, junto con los subcontinentes de la India y Madagascar, estarían agrupados alrededor del vértice de

FIGURA 1 3.25.

Bloques diagrama esquemáticos que muestran las diferentes etapas de la ruptura continental y formación de una nueva cuenca oceánica. La escala vertical está muy exagerada para que se aprecien los rasgos de la superficie. (A) La corteza es levantada y separada, originando una serie de bloques con el plano de falla inclinado. (B) Formación de un estrecho océano sobre la nueva corteza oceánica. ( C) La cuenca oceánica se amplía, mientras se hunden los márgenes continentales pasivos y reciben sedimentos procedentes de los continentes. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A. Barcelona, 1987, figura 1 . 1 0 . )

a través d e l talud continental y l o s extienden por la pendiente continental, originando profundos conos sub­ marinos (figura 1 3 . 10) .

Deriva continental; la ruptura de la Pangea Aunque la moderna tectónica de placas se convirtió en una aceptable teoría científica durante las dos últ imas décadas, el concepto de ruptura de un primitivo super­ continente tiene muchas décadas de antigüedad. Casi tan pronto como las buenas cartas de navegación empezaron a mostrar el verdadero perfil de los continentes, las per­ sonas con cultura se interesaron por la correspondencia evidente entre la línea de costa oriental de Sudamérica y la línea de costa occidental de África. En 1 668, un francés interpretó estas líneas de costa como una prueba de que los dos continentes se separaron durante el diluvio bíbli­ co. En 1 858 Antonio Snider-Pelligrini dibujó un mapa en el que los continentes americanos quedaban encajados con África y Europa. Este autor fue más allá de la pura semejanza geométrica para sugerir que el continente úni-

242

FIGURA 1 3.26.

Ensamblaje de los continentes antes del comienzo de la deriva continental. Fragmentos oscuros: áreas con las rocas más antiguas (más de 1 ,7 billones de años ) . Fragmentos más claros: rocas d e edades comprendidas entre los 0,8 y 1 ,7 billones de años. (Según P.M. Hurley y ] . R . Rand. 1969, Science, vol. 164 , p. 1 .237, figura 8 . Copyright 1969 por la American Association for the Advancement of Science. )

La litosfera y l as placas tectónicas

África. Hace unos doscientos millones de años comenzó la separación de los continentes cuando América se se; a­ ró del resto de la Pangea, abriendo una gran fosa que se convirtió en el océano Atlántico. Los otros fragmentos se separaron más tarde, alejándose de África y originando el océano Índico, como se indica en la figura 1 3 .27. Existen algunas pruebas geológicas que favorecen la idea de la existencia de la Pangea. El supercontinente único convenció a muchos geólogos durante los años 1 920 y 1 930, pero la separación de los continentes -pro­ ceso conocido como deriva continental- se encontró con una fuerte oposición entre los físicos. Wegener pro­ puso que la capa continental de roca menos densa se movía como una gran balsa flotando a través de un "mar" de rocas más densas. Los geólogos mostraron a través del uso de leyes físicas que este movimiento era imposible, debido a que la rígida roca cortical no podía comportarse de tal manera. Las ideas de Wegener sobre la deriva continental alean-

Dorsal medio-oceánica

zaron una nue'va significación en los años 60 y 70, cuando la tectónica de placas apareció como la teoría principal. La moderna interpretación señala que la deriva continen­ tal se produce en las placas l itosféricas, mucho más espe­ sas que la corteza exterior de los continentes y las cuen­ cas oceánicas. Los movimientos de las placas sobre una astenosfera blanda y plástica han permitido que los conti­ nentes se desplacen según las etapas señaladas por We­ gener. Sin embargo, en la periodización realizada por Wegener se han introducido algunos cambios. También se han realizado numerosas variaciones en cuanto a la unión de las piezas originales del supercontinente Pan­ gea.

El sistema tectónico El sistema de las placas litosféricas en movimiento repre­ senta un enorme sistema de flujo de materia impulsado

Arco insular

FIGURA 13.27.

La ruptura de la Pangea se muestra aquí en cinco etapas. El movimiento de las placas litosféricas viene indicado por flechas. (Simplificación de los mapas de R.S. Dietz y ].C. Holden, 1970, ]ournal of Geophysica/ Research, vol. 75, pp. 4.943-5 1 , figuras 2 a 6. Copyright por la American Geophysical Union.)

El sistema tectónico

24 3

por un sistema interno de flujo de energía. El esquema del ciclo de la materia mineral está bastante claro de u n modo general, aunque existen muchos detalles s i n re­ solver. La figura 1 3 .28 es un diagrama esquemático (no a escala) que muestra algunos de los elementos más im­ portantes del sistema de flujo de materia. El Diagrama A muestra cómo una placa de litosfera oceánica sometida a un proceso de subducción transfiere materia a la litosfera continental a través de procesos volcánicos y tectónicos. El magma formado por la fusión de la superficie superior de la placa penetra en la litosfera continental, incorpo­ rándose a la corteza continental en forma de plutones ígneos y masas extrusivas (volcanes) . La erosión de la superficie superior de la placa en subducción contribuye al crecimiento de prismas acrecionarios, los cuales se transforman en adiciones permanentes a la corteza conti­ nental en forma de rocas metamórficas. La mayor parte de la placa que desciende se ablanda por el calor y es reabsorbida por la astenosfera. En ésta existen profundas y lentas corrientes que se mueven generalmente en dirección opuesta a la de la placa, de­ volviendo la roca enriquecida a los límites de divergencia de las placas. El Diagrama B de la figura 1 3 .28 muestra que, bajo ciertas condiciones, la placa que desciende arranca blo­ ques de la litosfera continental adyacente. Este material es arrastrado hacia el interior de la astenosfera. Por lo tanto, mediante la erosión tectónica, parte de la roca félsica de la corteza continental puede entrar en el manto y ser reciclada.

Generalmente se considera que el sistema de energía que causa los movimientos de las placas tiene su fuente en el fenómeno de la radiactividad. Los elementos radiac­ tivos de la corteza y del manto superior desprenden calor constantemente. Se trata de un proceso de transforma­ ción de materia en energía. Al aumentar la temperatura del manto, las rocas se expanden. Como en el caso de la atmósfera, se produce un ascenso de los materiales me­ nos densos por convección. Se cree que las rocas del manto ascienden constantemente bajo los límites de ex­ pansión de las placas. No se sabe muy bien cómo este ascenso origina el movimiento de las placas, pero una hipótesis señala que cuando la placa l itosférica es levan­ tada tiende a desplazarse horizontalmente a partir del eje de expansión bajo la influencia de la gravedad. En el lado opuesto de la placa, la subducción se produce porque la placa oceánica es más densa que la astenosfera sobre la que se va moviendo. El movimiento de la placa ejerce una erosión sobre la astenosfera, lo cual impulsa a las corrientes del manto superior. Por lo tanto, las lentas corrientes de convección pueden deberse al movimiento de las placas, pero su recorrido y profundidad no son bien conocidos.

El sistema de energía interna de la tierra La actividad tectónica y volcánica representa una expan­ sión de la energía interna almacenada en el núcleo de los átomos de elementos radiactivos, tales como el uranio y el torio. Como muestra la figura 1 3 .29, esta fuente de

Aumento de litosfera continental

Levantamiento de la placa en un límite de expansión

(3)

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B. Pérdida de litosfera continental

el manto

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Reciclamiento de la corteza conti nenta 1 en el manto

FIGURA 13.28. Cortes esquemáticos que señalan cómo el sistema de las placas tectónicas gana o pierde materia cortical en la litosfera continental. Este diagrama no está dibujado a escala.

244

La litosfera y las placas tectónicas

Resistencia interna de fricción

Movimientos de la astenosfera y de las placas litosféricas

EN

=

Enegla nuclear

ECS

=

Calor sensible

EC

=

energía se encuentra dentro de los límites del sistema. Se trata de una herencia del tiempo de crecimiento de nues­ tro planeta hace unos 4,6 billones de años. La decadencia espontánea de estos átomos transforma la energía atómi­ ca en calor sensible que se almacena en las rocas, ya sea en estado sólido como roca cristalina o en estado líquido como magma. La mayor parte de este calor sensible es lentamente conducido hacia la superficie de la tierra, donde se pierde en los océanos y en la atmósfera, y finalmente en el espacio exterior. Sin embargo, parte del calor sensible del manto es utilizado para producir las corrientes de la astenosfera y para mover las placas litosféricas. Por lo tanto, parte del calor sensible se transforma en energía cinética de la materia en movimiento. Esta energía cinética vuelve a convertirs en calor sensible a través de la fricción inter­ na de la as enosfera contra la roca del manto inferior y contra las lacas rígidas situadas por encima. Este calor sensible entra en almacenaje y seguirá su trayectoria ha­ cia la superficie.

1

FIGURA 1 3.29. Diagrama representativo del sistema de energía interna de la tierra.

Energía cinética

Debido a que no existe ninguna entrada externa de energía en este sistema, la energía total disminuye con el tiempo; por ello se denomina sistema de amortigua · miento exponencial. No hemos tenido en cuenta la posi­ bilidad de que entre algo de energía en el sistema a través de la tierra. Es posible que entre nueva energía a través del impacto de asteroides y grandes meteoritos. Debido a que la cantidad inicial de elementos radiacti­ vos de la tierra disminuye lenta pero firmemente, la energía total disponible para el sistema de movimiento de las placas también disminuirá. A partir de esta conclu­ sión podemos suponer que los movimientos de las placas y la actividad tectónica será cada vez menos vigorosa. En consecuencia, la intensidad de la actividad ígnea también disminuirá. Existirán menos orogenias y no se levantarán nuevas montañas por encima del nivel del mar. La ero­ sión será el proceso dominante y los continentes presen­ tarán una altura media muy baja, con escasos relieves im· portantes.

FIGURA 1 3.30.

(Tres páginas siguientes) . Mapamundi de las placas litosféricas y sus límites. Ba'sado parcialmente en los datos de W.C. Pitman y otros, Magnetic lineations of the Oceans, Copyright 1974 por la Geological Society of America. Además se han utilizado otras muchas fuentes. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1 0 . 3 . )

El sistema de energía interna de la tierra

245

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MAPAM UNDI DE LAS PLACAS TECTÓNICAS ©1981 por Arthur N . Strahler PARTE A: Placas de Pacífico, Americana, de Cocos y Nazca

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248

©1981 por Arthur N. Strahler. Parte D: La cuenca oceánica á rtica. Proyección estereográfica.

La litosfera y las placas tectónicas

14

CAPÍTULO

Relieves volcánicos y tectonicos �

En este capítulo continuaremos estudiando los procesos volcánicos y tectónicos, pero incidiendo en las formas concretas de la corteza creadas por estos procesos, en contraste con la perspectiva global de las enormes placas de la litosfera. Los procesos volcánicos y tectónicos crean una gran variedad de masas rocosas y de relieves. Los relieves son las configuraciones de la superficie de la tierra, como por ejemplo montañ.as, acantilados, cañ.o­ nes o lla!'IUraS\ La geomorfología es el estudio científico de las formas del relieve, incluyendo su historia y los procesos de su origen. En este capítulo estudiamos los relieves producidos directamente por los procesos volcá­ nicos y tectónicos. En los capítulos siguientes, los relieves formados por los procesos que actúan a través de la atmósfera y de la hidrosfera, serán también objeto de estudio. Estas activi­ dades de la formación de relieves pueden ser definidas colectivamente como un proceso de denudación, es decir, el desgaste de las superficies continentales por la erosión y transporte de materia mineral a través de la acción de las aguas, olas y corrientes, el hielo de los glaciares y el viento.

.

manto de la tierra; es la fuente de energía fundamental para los movimientos de las placas litosféricas. Los relieves formados por los procesos y agentes de denudación pertenecen al tipo de relieves secuenciales, lo cual significa que se originan después de que los relieves iniciales son creados y una masa de la corteza es levantada hasta una posición elevada. Como aparece en la figura 14. 1, un bloque elevado de la corteza (un relie­ ve inicial) es atacado por los agentes de denudación y convertido en un gran número de relieves secuenciales. Realmente cualquier paisaje no es nada más que el estado actual de una lucha de fuerzas. Dejando aparte el choque o empuje de las placas tectónicas, las fuerzas internas de la tierra levantan espasmódicamente partes de la corteza, creando relieves iniciales. Los agentes ex­ ternos desgastan persistentemente estas masas, originan­ do gran cantidad de pequeñ.os relieves secuenciales. Los diferentes estadios de esta lucha pueden ser apre­ ciados en varios lugares del mundo. Las altas montañ.as

Relieves iniciares y secuenciares La configuración de las superficies continentales refleja el balance de poder entre las fuerzas internas de la tierra, actuando a través de los procesos tectónicos y volcánicos, y las fuerzas externas, actuando a travf's de los agentes de denudación. Visto desde esta perspectiva, los relieves en general se pueden dividir en dos categorías básicas. Los relieves producidos directamente por la actividad volcánica y tectónica son los re/i.eves iniciales (figu­ ra 14.1). Los relieves iniciales incluyen los volcanes y las corrientes de lava, los valles hundidos y las cadenas alpinas elevadas en zonas de reciente deformación de la corteza. La energía necesaria para elevar las rocas fundi­ das y las masas rígidas, y producir los relieves iniciales es una fuerza interna de calor. Este calor es producido por la radiactividad natural de las rocas de la corteza y el Relieves iniciales y secuenciales

FIGURA 14.1.

Relieves iniciales y secuenciales. (Según A.N.

Strahler.)

249

alpinas y las cadenas de volcanes existen donde las fuer­ zas internas de la tierra han dominado recientemente. Las llanuras bajas del interior de los continentes reflejan la última victoria de los agentes de denudación. También podemos encontrar todos los estados intermedios. Debi­ do a que las fuerzas internas actúan repetidamente, nue­ vos relieves iniciales aparecen mientras otros antiguos son eliminados.

Formaciones de la.s roca.s ígnea.s En el capítulo 12 señalamos que el magma puede solidi­ ficarse bajo la superficie de la Tierra, formando cuerpos de rocas ígneas intrusivas, o que podía alcanzar la super­ ficie y emergir como lava, que se solidifica como roca ígnea extrusiva. Las formaciones de las rocas intrusivas se llaman plutones. La mayor de ellas es el batolito. La figura 14.2 muestra las relaciones de un batolito con la roca situada sobre él. Mientras presiona hacia arriba, el magma va abriendo hueco, disolviendo e incorporando las rocas antiguas. Los batolitos tienen varios kilómetros de pro­ fundidad y pueden extenderse en un área de varios miles de kilómetros cuadrados. La figura 14.2 muestra otras dos formas frecuentes de plutones. Uno de ellos es el sill, capa plana formada cuando el magma se introduce entre dos estratos hori­ zontales de rocas, desplazando al superior para hacer sitio. Un segundo tipo es el dique, una masa casi vertical formada por la ampliación de una fractura vertical de la roca. El dique está formado por roca de textura fina dado el rápido enfriamiento. Normalmente los diques son los conductos por los cuales el magma alcanza la superficie. El magma se introduce en pequeñas fracturas de la roca y se solidifica en una red ramificada de finas vetas. Los plutones no son relieves en el momento en que se forman, pero pueden convertirse en ellos más tarde si afloran a la superficie, siguiendo una larga denudación que erosiona la roca que los encierra. Cuando esto suce­ de, un dique o un sil! pueden mostrarse como relieves secuenciales (capítulo 18). Los volcanes son estructuras en forma de cono o de domo, formadas por la emisión de lava y gases a través de un pequeño orificio de la superficie terrestre (figu­ ra 14.2). El magma asciende por un estrecho conducto, quedando una reserva de magma en la parte inferior. Al alcanzar la superficie, el material ígneo puede extender­ se como una lengua de lava o puede proyectarse como tefra bajo la presión de los gases. La forma y dimensiones de los volcanes son muy variados, dependiendo del tipo de lava y de la existencia o no de tefra. La naturaleza de

una erupción volcánica, sea explosiva o no, depende del tipo de magma. Un aspecto importante es que las lavas félsicas (riolita y andesita) tienen un alto grado de viscosidad (resisten­ cia a fluir con facilidad) y poseen grandes cantidades de gas bajo presión. Como consecuencia, estas lavas produ­ cen erupciones explosivas. Por el contrario, las lavas máficas (basalto) son muy fluidas (baja viscosidad) y poseen poco gas, dando como resultado erupciones tran­ quilas, y que la lava atraviese largas distancias, extendién­ dose en finas capas.

Volcanes compu,estos Los conos volcánicos altos y escarpados están producidos por lavas félsicas. Estos conos generalmente están corta­ dos en la cima, donde se localiza una depresión, el cráter. En estas erupciones volcánicas, los materiales caen en el área que rodea al cráter y contribuyen a formar la estructura del cono (figura 14.3). Las capas alternadas de ceniza y lava producen un volcán compuesto. Se in­ cluyen también las bombas volcánicas. Estas masas solidi­ ficadas de lava alcanzan el tamaño de grandes cantos rodados y caen cerca del cráter. El fino polvo volcánico asciende hacia la troposfera y estratosfera, donde perma­ nece suspendido durante años (figura 14.4). Otra importante forma de emisión de los volcanes ex­ plosivos es una nube de gases incandescentes y ceniza fina. Conocida como nube ardiente, desciende rápida­ mente por la ladera del cono volcánico, quemando todo lo que encuentra a su paso. En la isla de la Martinica, en 1902, el monte Pelado emitió una nube ardiente sin avisar, que descendió hasta San Pedro destrozando la ciudad y matando a sus 30.000 habitantes. Los volcanes cónicos más elevados, bien conocidos por su belleza, son del tipo compuesto. EjemplOsae ello son el monte Hood en la cordillera de las Cascadas, Oregón (Lámina I.l), el Fujiyama en Japón, el Mayon en las Filipinas, y el Shishaldin en las Aleutianas (figura 14.5). Muchos de los volcanes compuestos activos del mundo se sitúan sobre zonas de subducción. En el capítulo 13 explicamos el ascenso de los magmas andesíticos bajo arcos volcánicos en los márgenes continentales y arcos de islas. Un buen ejemplo es el arco volcánico de Suma­ tra y Java, situado sobre la zona de subducción entre la Placa del Pacífico y la Placa Norteamericana.

Volcán

FIGURA 14.3.

FIGURA 14.2.

250

Estructuras ígneas. (Según A.N. Strahler.)

Corte esquemático idealizado de un volcán compuesto con las. chimeneas que salen de la cámara magmática. (A partir de A.N. Strahler, Planet Earth: Its Physical Systems Through Geologic Time, Harper and Row Publishers, figura 7.18. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

Relieves volcánicos y tectónicos

FIGURA 14.4. El monte Santa Helena un volcán compuesto de la cordillera de lds Cascadas al suroeste de Washington, entró en erupción sin avisar en la mañana del 18 de mayo de 1980, emitiendo desde la cima del cráter una columna de vapor condensado, gases calientes y cenizas. En pocos minutos esta columna alcanzó una altura de 20 km y sus componentes fueron arrastrados hacia el este (a la derecha de la fotografía) por los vientos estratosféricos. La erupción comenzó con la destrucción explosiva de la parte norte del cono, que no se observa desde este punto de vista. (U.S. Geological Survey, Fotografía n. 8053-137.)

Calderas Uno de los fenómenos naturales más catastróficos es una violenta explosión que destruye toda la parte central del volcán. Después de ella solamente queda una gran de­ presión central denominada caldera. Aunque la parte superior del volcán es lanzada en grandes fragmentos, la mayor parte de él se hunde en el suelo bajo el volcán.

Grandes cantidades de ceniza y polvo son emitidos y quedan en la atmósfera, alcanzando extensiones de va­ rios cientos de kilómetros cuadrados. Krakatoa, una isla volcánica de Indonesia, estalló en 1883, originando una enorme caldera. Se calcula que en la explosión desaparecieron 75 km3 de roca. Grandes olas sísmicas, provocadas por la explosión, causaron la muerte a miles de personas que vivían en las áreas coste-

FIGURA 14.5. El Shishaldin, un volcán compuesto en actividad situado en la Isla Unimak, de las Aleutianas, tiene una altura de unos 2.800 m. Una columna de vapor condensado se eleva desde la cima. (U.S. Navy Department, procedente de The Nacional Archives.)

Calderas

251

FIGURA 14.6.

El lago del Cráter, en Oregón, es un notable ejemplo de caldera, hoy convertida en un lago. (Según E. Raisz.)

ras de Java y Sumatra. Otra explosión en época histórica fue la que tuvo lugar en Katmai, Alaska, en 1912. Se produjo una caldera de más de 3 km de altura y de una profundidad de unos 1.000 m. La explosión se oyó en Juneau, distante 1.200 km, mientras que en Kodiak, a 160 km, las cenizas alcanzaron un espesor de 25 cm. Un ejemplo clásico de caldera originada en época pre­ histórica es el lago del Cráter en Oregón (figura 14.6). Se supone que el monte Mazama, el volcán primitivo, alcan­ zaba una altura de 1.200 m sobre el nivel actual. Los valles previamente excavados por los ríos y glaciares en los flancos del Mazama fueron cortados por la explosión de la parte central y ahora forman desfiladeros que llegan hasta el borde del lago. Este hecho ocurrió hace 6.600 años.

Coladas basálticas y escudos volcánicos Los geólogos consideran que en varios lugares bajo la litosfera existen protuberancias del manto, que son co­ lumnas aisladas de rocas calientes que ascienden lenta­ mente en la atmósfera. Directamente sobre ellas, el basal­ to de la corteza puede calentarse hasta fundirse y producir una bolsa de magma. El lugar donde se encuen­ tra ese magma se denomina cámara magmática. El mag­ ma de composición basáltica se abre camino a través de la litosfera para emerger a la superficie en forma de lava. Cuando una protuberancia está situada bajo una placa litosférica continental, la cámara magmática puede gene­ rar enormes volúmenes de lava basáltica que se acumulan capa tras capa. El basalto puede alcanzar un espesor de miles de metros y puede cubrir miles de kilómetros

252

cuadrados. Esas acumulaciones se denominan coladas ·basálticas. Un importante ejemplo se encuentra en la Meseta de Columbia, región situada al sudeste de Was­ hington, noreste de Oregón y este de Idaho (figura 14.7); los basaltos del Cenozoico cubren una extensión de unos 130.000 m 2, casi la misma área que el estado de Nueva York. Las cámaras magmáticas también se forman sobre las protuberancias del manto en la litosfera oceánica. Los basaltos que emergen forman un tipo de volcanes conoci­ dos como escudos volcánicos. Están construidos en la profundidad del suelo oceánico, lejos de los límites de las placas, y pueden elevarse hasta alcanzar el nivel del mar, formando islas volcánicas. Como las placas se mue­ ven lentamente sobre las protuberancias, se forma una sucesión de escudos volcánicos, originando por lo tanto una cadena de islas volcánicas. Existen muchas de estas cadenas en la cuenca oceánica del pacífico, siendo la mejor conocida la que forma el grupo de las islas Ha­ wai. Algunos volcanes basálticos también se producen a lo largo de las dorsales medio-oceánicas, por las cuales se expande el suelo marino. Quizá el mejor ejemplo de ello es Islandia, situada en el Atlántico norte. Islandia está formada enteramente por capas de basalto superpuestas a otras rocas basálticas en forma de diques y sills que penetran en las grietas a gran profundidad. El Hekla, un volcán activo de Islandia, es un escudo volcánico similar a los de Hawai. Más al sur, a lo largo de la dorsal medio­ atlántica, existen otras islas formadas por volcanes basál­ ticos: Azores, la isla de La Ascensión, y Tristan da Cunha. Los escudos volcánicos de las islas Hawai se caracteri­ zan por la suavidad de sus vertientes y por presentar el techo del volcán casi horizontal (figura 14.8 y LámiRelieves volcánicos y tectónicos

FIGURA 14.7. Coladas basálticas en la Meseta de Columbia. Las capas de basalto están profundamente erosionadas, produciendo abruptos acantilados, y masas de cima plana. Dry Falls, Grande Coulee, centro de Washington. (John S. Shelton.)

na I. 1). Estos volcanes alcanzan alturas de hasta 4.000 m sobre el nivel del mar. Si incluimos la porción basal situada bajo el nivel del mar, sobrepasan el doble de la altura antes mencionada. La anchura oscila entre los 16 y los 80 km a nivel del mar, pero su base sumergida llega a alcanzar los 160 km. Las explosiones y la emisión de materiales sólidos no son importantes en este tipo de volcanes, como lo son en la construcción de los conos compuestos de lavas félsi-

cas. La lava en los volcanes hawaianos es muy fluida y desciende por las vertientes, cuya pendiente no suele exceder de 4º o 5º. Estos volcanes tienen una ancha depresión central que puede alcanzar 3 o más km de anchura y varios cientos de metros de profundidad (figura 14.9 y Lámina 1.1). Estas grandes depresiones son del tipo caldera y se originan por subsidencia de la parte superior del volcán, acompa­ ñado del ascenso de la lava fundida. El basalto fundido

FIGURA 14.8. Esta vista aérea de Mauna Loa, Hawai, muestra una cadena de cráteres con amplias depresiones centrales en su cima. (U.S. Army Air Force.)

Coladas basálticas y escudos volcánicos

253

FIGURA 14.11. Un cono de ceniza y sus coladas de lava pueden llegar a taponar un valle dando lugar a un lago. Valle abajo, otra colada ha originado un segundo lago. (Según W.M. O avis.)

Halemaumau, volcán de Mauna Loa, Hawai. Una fuente de basalto fundido surge del suelo del volcán. (Servicio del Parque Nacional. U.S. Department of Interior.)

FIGURA 14.9.

puede verse actualmente en el fonJo de profundos cráte· res. La mayor parte de !a iava se emite por las fisuras de las laderas del voicán.

las aguas de escorrentía. La erosión no tiene efecto hasta que los procesos de meteorización no originan un suelo que llene los intersticios del material volcánico. Generalmente la lava siempre fluye por el mismo lugar del volcán; de no ser que se produzca una explosión, la forma del cono no suele alterarse. Los conos de cenizas pueden surgir en cualquier lugar -montañas, valles o llanos- (figura 14.11). Los conos de cenizas suelen pre· sentarse en grupos, en ocasiones varias docenas en un área de unos pocos kilómetros cuadrados.

Aspectos medio-ambientales de la relieves volcánicos

y

Conos de ceniza En lugares donde el magma basáltico es emitido bajo gran presión por un estrecho orificio, los materiales sóli­ dos se acumulan en una colina cónica denominada cono de cenizas (figuras 14. 10 y 14. 11). En áreas donde la lava basáltica emerge por fisuras es frecuente encontrar gru­ pos de estos conos de cenizas. Los conos raramente al· canzan altitudes de unos pocos cientos de metros. Los materiales son tan incoherentes que absorben cualquier lluvia por fuerte que sea, sin que por su superficie corran

Cono reciente de cenizas y colada basáltica (izquierda). Dixie State Park, cerca de St. George, Utah. (Frank Jensen.)

FIGURA 14.10.

254

actividad

Las erupciones de los volcanes y las corrientes de lava constituyen un gran riesgo medio-ambiental, que causa a menudo una elevada destrucción de plantas y animales, y de las obras del Hombre. ¿Qué fenómeno natural puede compararse con el desastre del monte Pelado, en que miles de vidas fueron destruidas en unos segundos? Qui· zá sólo un terremoto o un ciclón tropical son igualmente destructivos. La pérdida de vidas y la destrucción de ciudades son frecuentes en la historia de los pueblos que viven cerca de volcanes activos. Las pérdidas son produci· das principalmente por las nubes ardientes de gases in­ candescentes que descienden por las laderas de los vol· canes como grandes avalanchas; por las corrientes de lava que avanzan incesantemente y sumergen las ciudades; por el descenso de lluvias de polvo, cenizas y bombas; por los violentos terremotos asociados a la actividad vol­ cánica. Para las viviendas situadas a lo largo de la costa existe el peligro adicional de las grandes olas marinas producidas en cualquier lugar por la explosión de los volcanes. En 1985, una erupción explosiva del volcán Nevado del Ruiz en los Andes colombianos ocasionó la rápida fusión del hielo y la nieve de la cumbre. Mezclada con el polvo volcánico, el agua formó una gran cantidad de corrientes de barro conocidas como /abar. Descendiendo por la ladera a una velocidad de 145 km por hora, el lahar se canalizó en un valle, donde engulló una ciudad causando más de 20.000 víctimas. La superficie de los volcanes y las corrientes de lava permanecen áridas y estériles durante largos períodos después de su formación. Algunas de las superficies de lava son extremadamente accidentadas y se hacen difíci­ les de atravesar; los españoles que encontraron este tipo de terreno en el sudoeste de los Estados Unidos lo deno­ minaron "malpaís". Con el tiempo, muchas rocas volcáni­ cas producen suelos muy fértiles que son cultivados de forma intensiva. Relieves volcánicos y tectónicos

Los volcanes son un valioso recurso natural por lo que se refiere al turismo. Pocos paisajes pueden compararse en belleza a los paisajes montañosos de origen volcánico. De esta forma se han creado parques nacionales en los montes Rainier y Lassen, y en el Lago del Cráter en la Cordillera de las Cascadas. El Parque Nacional de los Volcanes de las Hawai muestra la belleza natural del Mauna Loa y el Kilauea; sus manifestaciones de lava fundida constituyen un libro de texto vivo de los proce­ sos ígneos.

Recursos geotennales La energía geotermal es energía en forma de calor sensi­ ble que se origina en la corteza terrestre y asciende hacia la superficie por conducción. El calor puede ser transpor­ tado hacia el exterior a través de las rocas sólidas o por el agua que circula por el suelo, que es calentada en las profundidades y asciende hacia la superficie. Las fuentes de calor geotermal están generalmente asociadas a la actividad ígnea, pero existen también zonas profundas con agua y rocas calientes que no están directamente relacionadas con la actividad ígnea. Examinaremos breve­ mente algunas formas de calor interno, con lo que com­ prenderemos la disponibilidad de las fuentes de energía geotermal que, en potencia, pueden ser útiles para el Hombre. Por observaciones realizadas en profundas minas y per­ foraciones sabemos que la temperatura de las rocas au­ menta constantemente al descender hacia el interior de la tierra. El ritmo de aumento, denominado gradiente geotermal, es de unos 20º a 40º C por km, por lo menos en los 5 primeros kilómetros. Aunque el ritmo de aumen­ to se reduce bastante rápidamente con el aumento de profundidad, las temperaturas alcanzan valores muy ele­ vados en el manto exterior, donde las rocas llegan al punto de fusión. Aunque el calor interno de la tierra se desplaza muy lentamente hacia la superficie terrestre, la cantidad que llega a la superficie es extremadamente pequeña. En un año, la cantidad de calor que alcanza la superficie podría fundir una imaginaria capa de hielo de 6 mm de espesor. Esta pequeña corriente de calor es insignificante si la comparamos con la cantidad de ener­ gía solar que llega al suelo en un año. Parece sencillo suponer que para obtener toda la ener­ gía que necesitamos sería suficiente con realizar profun­ dos agujeros en la corteza, en la localización deseada, y conseguir el calor de la roca inyectando agua que se convertirá en vapor, que podríamos utilizar para generar energía eléctrica. Desafortunadamente, a las profundida­ des requeridas para conseguir la intensidad calorífica adecuada, las rocas tienden a cerrar cualquier cavidad o abertura, por ruptura o lento fluir; este fenómeno impedi­ ría la perforación de los agujeros o los cerraría en poco tiempo. Generalmente debemos buscar localizaciones geotermales cuyas especiales condiciones hayan origina­ do agua y rocas calientes de forma que las podamos alcanzar con los métodos de perforación convencionales. Con gradientes geotermales normales, entre 20 y 40º C/km, las perspectivas son buenas para llevar a la superficie agua caliente suficiente para proporcionar ca­ lefacción y agua caliente a las viviendas. El desarrollo de estos recursos geotermales está siendo estudiado con particular interés en la llanura costera atlántica del sudes­ te de los Estados Unidos.

Recursos geotermales

FIGURA 14.12.

Geiser Waikite, Rotorua, North Island, Nueva Zelanda. (Oficina de Turismo de Nueva Zelanda.)

En algunas localizaciones geotermales del globo, el agua alcanza la superficie a través de fuentes termales, a temperaturas muy por debajo del punto de ebullición del agua, que es 100º C a la presión atmosférica a nivel del mar. En algunos de estos lugares, se producen a interva­ los emisiones de agua caliente y vapor en forma de chorro; son los géiseres (figura 14.12). El agua que sale de las fuentes termales y de los géiseres es agua que se ha calentado por contacto con las rocas calientes y ha sido impulsada hacia la superficie. En otras palabras, se trata de agua de la superficie que ha sido reciclada. Muy poca, por no decir nada, es agua que era originalmente calenta­ da en los bloques de magma en ascenso. Un fenómeno relacionado con las fuentes termales y los géiseres es la fumarola, chorro de gases emitidos a través de un pequeño agujero. Las temperaturas del gas en las fumarolas es muy elevada, por encima de los 320º C. La mayor parte del gas (99 %) es agua. En otras palabras, la fumarola emite vapor supercalentado. Las fumarolas son frecuentes en regiones de actividad volcá­ nica reciente. Las localizaciones con vapor y agua caliente natural son el primer tipo de energía eléctrica. Los pozos son perfora­ dos para explotar el agua caliente, que se transforma en vapor bajo la reducida presión atmosférica al alcanzar la superficie. El vapor se separa del agua en grandes torres y alimenta las turbinas para producir electricidad (Figu­ ra 14.13). El agua caliente es generalme'nte liberada en la superficie, lo cual puede crear un problema de polución. Las grandes áreas con vapor tienen la suficiente energía para generar al menos 15 megawatios de potencia eléctri­ ca, y algunos pueden generar hasta 200 megawatios o más. Una fuente de energía mucho mayor que esta que hemos descrito se sitúa en zonas profundas con agua caliente, pero éstas deben ser explotadas a través de profundas perforaciones. Una región de este tipo, fre­ cuentemente bajo investigación, se encuentra en el Valle Imperial, al sur de California. Comprende un área de 5.000 km2 y se extiende hasta la frontera con México en el Valle de Mexicali. Esta región es tectónicamente activa

255

FIGURA 14.13. Central eléctrica en Los Géiseres, California. El vapor del subsuelo es llevado hasta la central. Después de ser utilizado, este vapor es condensado en las grandes torres cilíndricas. (Pacific Gas and Electric Company.)

y ha sido interpretada como un área de expansión de la corteza en la que la placa litosférica se está fracturando. El magma ascendente, encontrado en cualquier lugar de las zonas activas como Islandia en el Atlántico Norte, puede ser responsable de los acontecimientos geoterma­ les, pero esta interpretación es puramente especulativa. El estudio de los pozos muestra que aquí existe una gran reserva de agua extremadamente caliente (de 260' a 370' C). Este agua se convierte en vapor cuando penetra en un agujero perforado. La presión del vapor impulsa al agua y al vapor hacia la superficie, como sucede en una cafetera de filtro. Cerca de Mexicali, este recurso ya se ha desarro­ llado y se consigue a diario una cantidad de 2.000 tonela­ das métricas de agua y vapor. La perspectiva de un gran desarrollo de la energía existente bajo el Valle Imperial es muy buena, mientras la salinidad del agua es bastante baja. Si se desarrolla completamente la energía geotermal del Valle Imperial se podría producir probablemente más de 20.000 megawatios de electricidad. Si esto sucede, las necesidades del sur de California quedarían completa­ mente cubiertas con esta única fuente de energía. El agua, después de haberse utilizado para producir electri­ cidad, podría servir para la irrigación, un valioso elemen­ to para esta región de desierto agrícola. En algunas áreas, la intrusión del magma ha sido lo suficientemente reciente para que las sólidas rocas íg­ neas de un batolito estén todavía calientes a una profun­ didad entre 2 y 5 km. A esta profundidad, la roca está fuertemente comprimida y contiene muy poca agua. La roca puede alcanzar los 300' c de temperatura y podría proporcionar una enorme cantidad de energía calorífica. El desarrollo planificado de este recurso incluye la perfo­ ración hasta esta zona y luego la fragmentación de la roca circundante mediante hidrofractura -un método que uti· liza agua bajo presión- y que se usa frecuentemente en la obtención de petróleo. El agua de la superficie debería

256

ser introducida en un pozo de la zona de fractura y el agua caliente sería bombeada a través de otro pozo. Al norte de Nuevo México fueron perforados pozos experimentales a mediados de los años 70 y la roca granítica seca fue fragmentada por el agua inyectada bajo presión. Este afortunado experimento ha llenado de opti· mismo a los que piensan que las zonas profundas con rocas calientes pueden ser explotadas. Se han encontrado localizaciones adecuadas en Montana e Idaho. Se cree que la generación de energía eléctrica a partir de las áreas profundas de rocas calientes es mayor que la de las áreas con agua caliente. Una reciente suposición con­ sidera que la producción en esos pozos puede alcanzar los 400.000 megawatios para el año 2000. Por último, en la lista de tipos de energía geotermal, tenemos una fuente de energía atrapada en las gruesas capas sedimentarias de los márgenes continentales. Como señalamos en el capítulo 13, esos sedimentos for­ man una plataforma más gruesa en la cuenca oceánica. Los ricos depósitos de petróleo se han desarrollado en las plataformas continentales de la región del Golfo. Aquí, en un área que se extiende desde Texas a Louisiana, se ha encontrado agua caliente bajo presión conteniendo gas natural disuelto entre los estratos. Las áreas subterráneas de este tipo se denominan zonas geopresurizadas. No son aptas para la perforación petrolífera porque la alta presión dificulta el control del pozo. Estas áreas geopre­ surizadas podrían ser explotadas, de acuerdo con recien­ tes propuestas, como fuentes de agua caliente para pro·
Relieves tectónicos Nuestra introducción a las placas tectónicas en el capítu­ lo 13 señaló la distinción esencial entre dos expresiones básicamente diferentes de la actividad tectónica. A lo largo de los límites convergentes de las placas litosféri­ cas, la actividad tectónica se debe básicamente a la com­ presión, ilustrada esquemáticamente en la figura 14.14. En las zonás de subducción, las capas sedimentarias del suelo marino están sujetas a compresión, dentro de una fosa, entre las fuerzas de la placa descendente y las de la placa fija. En la colisión continental, la compresión alcan­ za la mayor potencia produciendo estructuras alpinas con fallas de cabalgamiento (véase la figura 13. 23). En zonas de ruptura de placas continentales, señaladas en el capítulo 13, la quebradiza corteza continental es separada y cede a través de una falla. En el modelo simple mostrado en la figura 14.14, la ruptura se expresa a través de un par de fallas opuestas. El bloque de falla se mueve hacia abajo formando un área deprimida. En lo que resta de este capítulo examinaremos los relieves fallados y el fenómeno de los terremotos generados du­ rante el proceso de formación de fallas.

Cinturones de pliegues Cuando comienza a producirse una colisión continental, parte de los estratos del margen continental pasivo se ven sometidos a grandes fuerzas de compresión. Los estratos, que originalmente eran más o menos horizontales, expeRelieves volcánicos y tectónicos

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río más grande de los que atraviesan la zona. Los pliegues del Jura se encuentran justamente hacia el norte de la colisión orogénica principal de los Alpes. Por ello se denomina cinturón de pliegues delanteros. Nuestro segundo ejemplo de cinturón de pliegues pro­ ducidos durante una colisión continental son los montes Zagros, al sudoeste de Irán. Visto desde un satélite orbi­ tal, los pliegues del Zagros parecen un ejército de orugas desplazándose en filas paralelas (figura 14.16). Se forma­ ron en la época Cenozoica, cuando la Placa Arábica coli­ sionó con la Placa Euroasiática, cerrando una cuenca oceánica que antiguamente separaba ambas masas conti­ nentales. Los estratos horizontales del margen pasivo de la Placa Arábica fueron comprimidos en pliegues abiertos en un cinturón de más de 200 km de anchura.

Tipos de fallas

FIGURA 14.14.

El plegamiento se produce por compresión; las fallas se originan cuando se produce una ruptura en la corteza.

rimentan un plegamiento, como muestra la figura 14.14 B. Las ondulaciones a modo de olas originadas en los estratos consisten en la alternancia de unos pliegues abombados hacia arriba, denominados anticlinales, y otros hacia abajo, denominados sinclinales. De esta for· ma, el relieve inicial asociado a un anticlinal es una cadena de montañas suavemente redondeadas; el relieve que corresponde a un sinclinal es un valle alargado y abierto (Lámina E.2). Dos ejemplos bien conocidos de pliegues abiertos, comparativamente jóvenes en edad geológica, han atraí­ do fuertemente el interés de los geógrafos. Uno de ellos son los montes Jura entre Francia y Suiza. La figura 14.15 es un bloque diagrama de una pequei\a parte de este cinturón de pliegues. Los estratos son en su mayoría capas de calizas de la época jurásica y eran susceptibles de ser deformados por pliegues con pequeñas fracturas quebradizas. El plegamiento sucedió en el Cenozoico ' (Mioceno). Hay que destacar que la cresta de cada mon­ taña está asociada al eje de un anticlinal, mientras que cada valle se asienta sobre el eje de un sinclinal. Algunas de las bóvedas anticlinales han sido parcialmente arrasa­ das por los procesos erosivos. La estructura de la roca puede ser vista con claridad en las paredes del cañón del

Una falla de las frágiles rocas de la corteza terrestre es el resultado de una rotura repentina debido a la diferencia de fuerzas. El proceso de rotura viene acompañado de un despla.zamiento a lo largo del plano de falla. Las fallas tienen a menudo una gran extensión horizontal, de ma­ nera que la línea de falla puede ser apreciada en el suelo durante muchos kilómetros. Poco se sabe del comporta­ miento de las fallas en profundidad, pero con toda proba­ bilidad debe de llegar a extenderse al menos varios cen­ tenares de metros. El origen de las fallas puede atribuirse a los movimien­ tos repentinos que dan lugar a los terremotos. Un movi­ miento particular, de los que originan una falla es el desplazamiento de unos centímetros a 15 metros como máximo. Los movimientos pueden estar separados por períodos de muchos años o décadas, e incluso algunos siglos, pero la suma de estos pequeños desplazamientos da lugar a las decenas o cientos de metros del salto total. En algunos lugares pueden reconocerse claramente ca­ pas de rocas sedimentarias que se encuentran a ambos lados de una falla y el desplazamiento puede medirse con exactitud. Según sea el ángulo de inclinación y la dirección del desplazamiento, se pueden establecer cuatro tipos bási­ cos de fallas. Una falla normal suele tener el plano de falla muy inclinado o casi vertical (figura 14. 17 A). El movimiento predominante tiene dirección vertical y por eso un bloque se levanta respecto al otro, que se hunde. Una falla normal suele traducirse en un escarpe de falla cuya altura puede ser una medida aproximada de la com-

FIGURA 14.15.

Bloque diagrama que muestra los pliegues anticlinales (A) y valles sinclinales (S). Montes Jura, Francia y Suiza. (Según Erwin Raisz.)

Tipos de fallas

257

Los montes Zagros, en Irán, fotografiados por los astronautas del vehículo espacial orbital Geminis XII en 1966. Esta vista está orientada hacia el noroeste y muestra una parte del Golfo Pérsico. Las alargadas cordilleras y anticlinales están parcialmente erosionadas por los ríos; fueron elevados por los plegamientos iniciados en la Era Cenozoica. (NASA S66-6383.)

FIGURA 14. 16.

ponente vertical del desplazamiento (figura 14. 18). La altura de los escarpes de falla puede oscilar de unos pocos metros a varios centenares de metros (Lámina 1.2). Su longitud suele medirse en kilómetros, alcanzando a menudo hasta 100 km o más. Una falla normal es la expresión de un movimiento de tensión de la corteza

terrestre. El deslizamiento sobre una superficie inclinada del tipo indicado en la figura 14.17 A da como resultado una separación horizontal de los puntos situados a ambos lados de la falla. Las fallas raramente aparecen como hechos aislados. Las fallas normales suelen producirse en grupos, normal­ mente en series paralelas. Esto da lugar a unos rasgos característicos del paisaje. Un bloque hundido situado entre dos fallas normales constituye una fosa tectónica (figura 14.19 y Lámina 1.2). Un bloque levantado entre dos fallas normales se denomina borst. Las fosas tectóni­ cas originan formas topográficas en forma de zanja con paredes rectas y paralelas. Los horsts constituyen mesetas o montañas que tienen a menudo la parte superior bas­ tante plana y las vertientes escarpadas pero con el perfil también rectilíneo. Ejemplo de una gran fosa tectónica producida por una rotura continental es la fosa del Mar Rojo que separa la Península Arábica de África (Lámina 1.2). Dos fosas más pequeñas forman el Golfo de Suez y el Golfo de Aqaba. En una /a/la inversa la inclinación del plano de falla es tal que un bloque cabalga sobre el otro y se produce una reducción de la corteza (figura 14 .17 B). Las fallas inversas producen escarpes de falla similares a los de las normales, pero la posibilidad de deslizamiento de tierras es mayor debido a que tiende a formarse un escarpe saliente. En 1971, el térremoto de San Fernando, Califor· nia, fue generado por un deslizamiento en una falla in· versa. La falla de desgarre es la única en la que predomina el movimiento en dirección horizontal (figura 14.17 C). En una llanura plana ideal no se formaría escarpe de falla. En su lugar, se observaría solamente una delgada línea a lo largo de la superficie (figura 14.20). En algunas oca­ siones, los ríos se desvían y siguen la línea de falla durante una corta distancia (figura 14.21). Otras veces, la línea de falla queda marcada por una especie de estrecha zanja, denominada también rift. La falla de transformación, definida en el capítulo 13 como uno de los tres tipos de límites de las placas litosféricas, es un caso especial de las fallas de desgarre. La falla de San Andrés, ilustrada en la figura 14.20 es una

Deslizamientos de tierras

Bloque levantado

\

Falla inversa

Falla normal

Zona de rift

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Falla de desgarre

FIGURA 14.17.

258

-

Falla de cabalgamiento

Cuatro tipos de fallas y su expresión topográfica. (Según A.N. Strahler.)

Relieves volcánicos y tectónicos

·

FIGURA 14.18.

La formación de este escarpe de falla en materiales aluviales (arena y grava) acompañó al terremoto de Hebgen Lake del 17 de agosto de 1959, en el condado de Gallatin, Montana. El desplazamiento máximo fue de unos 6 m. El vehículo se halla sobre el labio levantado. (J.G. Stacy, U.S. Geological Survey.)

FIGURA 14.20.

falla de transformación y constituye una parte del límite activo entre la Placa del Pacífico y la Placa Norteamerica­ na. En California existen otras muchas fallas de desgarre, pero son de menor importancia y no señalan límite entre placas .. La falla de cabalgamiento (figura 14.17 D) también presenta un predominio del movimiento horizontal, pero el plano de falla es casi horizontal. Uno de los bloques cabalga sobre Ja superficie del suelo adyacente. El área de cabalgamiento puede tener hasta 50 km de anchura. La evolución de las fallas de cabalgamiento fue explicada en el capítulo 13 e ilustrada en la figura 13.22.

bir los elementos estructurales de este área fallada del este africano (figura 14.22). La longitud total del sistema, que abarca desde el Mar Rojo al norte hasta el río Zambe­ ze al sur, es de unos 3.000 km. El sistema consiste en una serie de fosas que tienen de 30 a 60 km de amplitud. Como los geólogos han señalado en los trabajos de cam­ po sobre este sistema, Jos rife valleys son como bloques de piedra de un arco de albañilería hundidos entre bl0ques vecinos debido a que el arco se ha separado. Por lo

En esta vista aérea vertical, la línea casi recta de la falla de San Andrés, falla de transformación, contrasta con las líneas sinuosas de los cauces de los ríos. Carrizo Plain, Condado de Kern, California. (Aero Service Division, Western Geophysical Company of America.)

El relieve de los rift valleys El sistema de rife valley del este de África ha atraído la atención de los geólogos desde 1900. El término rift valley fue utilizado por primera vez en 1920 para descri-

FIGURA 14.19.

Fosa tectónica y horst. (Según A.N. Strahler.)

El relieve de los rlft valleys

FIGURA 14.21. Mapa esquemático que representa la desviación que sufren los ríos al atravesar una falla de desgarre. (Según A.N. Strahler, Principies of Eartb Science, Harper and Row, Publishers, figura 6.20. Copyright 1976 por Arthur N. Strahler.)

259

Placa Euroasiática

30'

PENÍNSULA ARÁBIGA

20'

AFRICA

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FIGURA 14.22.

Presente y futuro del este de África. (A) Sistema del rift valley y relaciones con la fosa del Mar Rojo. (B) Placas tectónicas de la misma región. La separación del continente está comenzando justo en esta zona, donde el sistema del rift valley viene indicado por el símbolo de un borde divergente. (C) Predicción de la situación dentro de 50 millones de años. La región de Somalia se ha convertido en una placa independiente que se desplaza hacia el norte. En el este de África se está abriendo una nueva cuenca oceánica, mientras el Mar Rojo se ha ampliado considerablemente. (Basado en los datos de R.S. Dietz y ].C. Holden, 1970, Scientific American, vol. 223, n. 4.)

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Montes etíopes

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Lago Nyasa

MADAGASCAR

1000 km

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tanto, el suelo de los rift valleys está por encima de la altura de la mayor parte de la superficie continental africana, incluso cuando algunos de ellos están ocupados por largos y profundos lagos y por grandes ríos (figu­ ra 14.23 y Lámina E.2). Las laderas de los rift valleys presentan múltiples fallas (figura 14.24).

Placa Africana

Océano Índico

STEM DEL VALLEY DE A IENTA

10'

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El sistema del rift valley está formado por una serie de ondulaciones en forma de domo, la mayor de las cuales forma el macizo Etíope al norte. Lavas basálticas han ascendido por las fisuras del suelo de los rift valleys y forman los flancos de los domos. Los sedimentos proce­ dentes de altas llanuras que constituyen la parte superior

A

FIGURA 14.23. Evolución de un típico rift valley del este de África. Los diagramas son esquemáticos y combinan elementos encontrados en diversas localizaciones. La anchura del área es de unos 150 km. (A) Finales del Mioceno y principios del Plioceno. Una falla normal ha producido la elevación del bloque de la izquierda. La corteza de la derecha se ha deformado, originando una estructura monoclinal cubierta por una capa de lava. (B) Finales del Plioceno. Nuevas fallas han fracturado el suelo del valle y han elevado la zona oriental. Las lavas han rellenado el fondo del valle. (C) Pleistoceno y Holoceno. Después de otro período de fallamiento, la actividad extrusiva ha originado volcanes en el rift valley y en la ladera del bloque levantado. (Según A.N. Strahler. Basado en los datos de B.H. Baker, en East A/rica Rift System, 1965, UNESCO Seminar, University College, Nairobi, p. 82.)

260

e

Relieves volcánicos y tectónicos

FIGURA 14.24. Pared del rift valley en Etiopía. Las múltiples fallas dan un aspecto escalonado al paisaje. (George Gerster/Photo Researchers, Inc.)

desgarre. La falla tiene 1.000 km de longitud y se extien­ de por el sur de California, pasando a u.10s 60 km del área metropolitana de Los Ángeles. Relacionadas con la falla de San Andrés existen muchas otras importantes fallas de desgarre, todas ellas capaces de originar fuertes terremotos. Las rocas de ambos márgenes de una falla activa se pliegan lentamente durante muchos años después de la actuación de las fuerzas tectónicas. La energía'se acumula en las rocas plegadas hasta el momento en que cede un pliegue. Cuando se alcanza un punto crítico, la tensión se alivia por el deslizamiento de la falla y una gran cantidad de energía es instantáneamente l!.berada en for­ ma de ondas sísmicas. El lento plegamiento de las rocas tiene lugar durante muchas décadas. En el caso de una falla de desgarre, la energía liberada causa el desplaza­ miento de elementos que cruzaban anteriormente la falla en línea recta, por ejemplo una carretera o una valla (figura 14.25). Las fallas de este tipo pueden también mostrar un lento y firme desplazamiento conocido como deslizamiento de falla que tiende a reducir la acumula­ ción de energía almacenada. La escala Richter de magnitudes de terremotos fue

de las laderas, forman espesas capas en el suelo. El lago Victoria está flanqueado por dos rift valley que se unen al sur del lago. A partir de esta unión, se extiende hacia el sur un único rift valley. La actividad tectónica y volcánica que produjo este sistema comenzó en el Eoceno y ha continuado esporádi· camente hasta ahora. Una proposición especulativa afir­ ma que el sistema se convertirá con el tiempo en el límite de una placa tectónica, la Placa de Somalia. De acuerdo con la interpretación de la futura evolución mostrada en la figura 14.22, se abriría el límite de una placa a lo largo del rift valley del lago Nyasa, originando una nueva cuen­ ca oceánica, mientras una falla de transformación conti­ nuaría en la parre norte del sistema del rift hasta el Golfo de Aden. Toda la placa se desplazaría hacia el noreste, por delante de la Placa Arábica.

Los terremotos, un riesgo medio-ambiental Los medios de comunicación informan detalladamente sobre desastrosos terremotos. Casi todos hemos visto pe­ lículas de sus efectos destructivos. Los californianos co­ nocen fuertes terremotos en experiencias de primera mano. Pero muchas otras áreas de Norteamérica han ex­ perimentado también terremotos, y algunos de ellos han sido bastante fuertes. Un terremoto es un movimiento de la superficie del suelo, que puede ir desde un ligero temblor a un violento movimiento capaz de destruir edi­ ficios y de abrir grietas en el suelo. El terremoto es una forma de energía ondulatoria transmitida a través de la capa superficial de la tierra en círculos concéntricos a partir de un punto de liberación repentina de energía -el foco del terremoto. Como las olas que se producen cuan­ do se lanza una piedra a un estanque tranquilo, las ondas sísmicas se desplazan en todas las direcciones, perdiendo energía gradualmente. Como ya se ha señalado, los terremotos están produci­ dos por movimientos repentinos a lo largo de las fallas; generalmente se trata de fallas normales o de desgarre. La famosa falla de San Andrés pasa a través del área de la bahía de San Francisco. El devastador terremoto de 1906 se debió a un deslizamiento a lo largo de la falla de

Los terremotos, un riesgo medio-ambiental

FIGURA 14.25.

Pruebas de los movimientos laterales de tierras que acompañaron al terremoto de San Francisco de 1906 en el condado de Mario, California. (Fotografías de G.K. Gilbert, U.S. Geological Survey.) Arriba: Esta valla se ha desviado 2.4 m a lo largo de la falla principal cerca de Woodville. Abajo: La carretera se ha desplazado 6 m a lo largo de la falla principal cerca de Point Reyes Station. La zona de desplazamiento tiene unos 1 8 m de anchura.

261

FIGURA 14.26.

Deslizamiento y caída de los sedimentos no consolidados, que originaron importantes daños después del terremoto del Viernes Santo, el 27 de marzo de 1964 en Anchorage, Alaska. (U.S. Army Corps of Engineers.)

ideada en 1935 por el distinguido sismólogo Charles F. Richter para indicar la cantidad de energía liberada en un terremoto. Los números de la escala son logarítmicos y van de O a 9, pero éste no es el límite superior excepto para la capacidad de la naturaleza para liberar energía. Un valor de 8,6 fue el máximo observado en el período comprendido entre 1900 y 1950. Uno de los mayores terremotos de época reciente fue el del Viernes Santo, el 27 de marzo de 1964, que tuvo su punto superficial de origen (epicentro) a unos 120 km de Anchorage, en Alaska. Su magnitud fue de 8,4 a 8,6 en la escala Richter, aproximándose al máximo conocido. En

relación con los terremotos, tienen gran interés sus efec­ tos secundarios. En Anchorage muchos de los dañ.os fue­ ron producidos por estos efectos secundarios, debido a que los edificios construidos sobre estructuras de madera experimentan a menudo deterioros por estos movimien­ tos sólo cuando están situados sobre sólidas áreas roco­ sas. Los dañ.os se debieron sobre todo a los movimientos provocados en el barro situado por debajo de la ciudad (figura 14.26). Este barro desarrolló propiedades líquidas después de ser sacudido y permitió que grandes fragmen­ tos del suelo se desplazaran en una sucesión de escalo­ nes, inclinando y destruyendo las casas. Otros efectos

60º

30º

Océano Pacífico

1 5º Oº 1 5º 30º 45" 60º

90º 180º 90º 1 50º 120º Distribución global de los focos generadores de terremotos. Los puntos indican la localización de los terremotos más fuertes, cuya intensidad es 7 ,9 o más en la escala Richter. Las zonas coloreadas indican las principales áreas de abundancia de terremotos. (A partir de los datos de C.F. Richter, 1958, Elementary Sismology, W.H. Freeman, San Francisco. Según A.N. Strahler, Planet Earth: lts Physical Systems Through Geologic Time, Harper and Row Publishers, figura 10.13. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.) 30º

60º

30º

FIGURA 14.27.

262

Relieves volcánicos y tectónicos

secundarios se debieron al ascenso del nivel del agua y a la llegada de grandes olas que destruyeron barcos y las estructuras situadas en áreas bajas.

Olas marinas sísmicas Otro importante efecto secundario de un gran terremoto es la ola marina sísmica, o tsunami, como se denomina en Japón. A menudo se genera una serie de estas olas en el océano, en un punto cercano a la fuente del terremoto por el movimiento repentino del suelo del mar. Las olas se desplazan por el océano en círculos concéntricos, pero no son perceptibles en aguas profundas. Sin embar­ go, cuando una ola llega a la línea de costa, origina un ascenso del nivel del mar. Las olas producidas por el viento, superpuestas a la elevación del nivel del agua, permiten al oleaje llegar a lugares que normalmente están fuera de su alcance. Por ejemplo, la particularmen­ te destructiva onda sísmica de 1933 en el océano Pacífico causó olas que ascendieron hasta 9 m por encima del nivel normal de la marea, ocasionando una destrucción generalizada y muchas víctimas en áreas costeras. Se cree que las inundaciones ocurridas en Japón en 1703, con una pérdida de vidas estimada en 100.000 personas, po­ drían deberse a olas marinas sísmicas.

Los terremotos y las placas tectónicas La actividad sísmica, la sucesión repetida de terremotos, muestra una importante relación geográfica con los lími­ tes de las placas litosféricas (figura 14.27). La mayor intensidad de actividad sísmica se concentra a lo largo de los márgenes de las placas convergentes, allí donde las placas oceánicas están sometidas al proceso de subduc­ ción. Las fuertes presiones creadas por el contacto de las dos placas, son aliviadas por repentinos deslizamientos de las fallas, los cuales generan terremotos de gran mag­ nitud. Este mecanismo explica los grandes terremotos ocurridos en Japón, Alaska, Chile y otras estrechas zonas a lo largo de las fosas y arcos volcánicos de la cuenca oceánica del Pacífico. Los límites de transformación que atraviesan la litosfera continental son lugares de intensa actividad sísmica, con terremotos que oscilan de moderados a fuertes. El ejem­ plo más familiar es la falla de San Andrés, que forma el límite de transformación entre la Placa Americana y la Placa Pacífica en California. Los límites de expansión son una tercera clase de estre­ chas zonas de actividad sísmica relacionadas con las pla­ cas litosféricas. Muchos de estos límites se encuentran en la dorsal medio-oceánica y en sus ramificaciones. Los terremotos son generados a lo largo del eje de la cordille­ ra y en las fallas de transformación que conectan los bordes exteriores de la dorsal, pero son terremotos me­ nores producidos a poca profundidad. Los terremotos también se producen en puntos aisla­ dos sobre las placas continentales, lejos de los límites activos de las placas. En muchos casos, son visibles fallas no activas y las causas geológicas del terremoto son oscu­ ras. Algunos intensos terremotos del sur de Asia están relacionados probablemente con la sutura continental entre la Placa Euroasiática y las Placas Arábica e I ndo­ Australiana. Algunos terremotos aislados de Norteamérica están asociados con el ascenso de la corteza debido a la desaparición del hielo de la última época glacial (véase el capítulo 21). Terremotos y urbanismo. El terremoto de San Fernando

FIGURA 14.28. Importantes daños estructurales y derrumbamiento de edificios en el Hospital de Veteranos de Sylmar, condado de Los Ángeles, originados por el terremoto de San Fernando en febrero de 197 1 . (Wide World Photos.)

Terremotos y urbanismo. El terremoto de San Fernando Sobre las 6.00 de la mañana del 9 de febrero de 1971, un violento terremoto sacudió el Valle de San Fernando, situado al noroeste de la ciudad de Los Ángeles. El terre­ moto duró sólo unos 60 segundos, pero en ese minuto, 64 personas perdieron la vida. El número de pérdidas humanas y los graves efectos estructurales del terremoto de San Fernando afectaron a toda Ja comunidad de Los Ángeles, que se concienció de la necesidad de una plani­ ficación urbana para disminuir los efectos destructivos de un gran terremoto. Aunque el terremoto no fue realmente fuerte según la escala Richter (se midió en 6,6, que es una categoría moderada), áreas locales experimentaron un movimiento de aceleración del suelo tan fuerte o más que cualquier otro previamente medido en un terremoto. Afortunada­ mente, el movimiento del suelo fue de b,reve duración; si hubiera persistido más tiempo, los daños habrían sido mucho mayores de lo que fueron. Particularmente des­ concertante fue el hundimiento del Hospital Olive View en Sylmar, una estructura. nueva, supuestamente confor­ me con las normas de resistencia a los terremotos. El Hospital de Veteranos de Sylmar también sufrió graves daños; muchos edificios se hundieron y murieron 42 personas (figura 14.28). Una grieta producida en el dique de Van Norman im­ pulsó a las autoridades a vaciar este embalse en previsión de un hundimiento que produciría una marea desastrosa en un área densamente edificada. La Estación Transfor­ madora de Sylmar, uno de los elementos clave en el sistema de transmisión de energía eléctrica al área de Los

26 3

FIGURA 14.29.

Daños en el pavimento y paso elevado de la carretera Golden State en el extremo norte del Valle de San Fernando, California, resultado del terremoto de febrero de 1 97 1 . (U.S. Geological Survey.)

Ángeles fue seriamente dañada. El hundimiento de un paso elevado bloqueó la carretera que pasaba por debajo, y el pavimento se resquebrajó y dislocó (figura 14.29). Afortunadamente, el terremoto se produjo a primera hora de la mañana, cuando mucha gente estaba en casa y pocas personas circulaban por las principales carreteras. Los daños del terremoto de San Fernando se estimaron en 500 millones de dólares. Poco después del desastre de San Fernando, la Acade­ mia Nacional de Ciencias y la Academia Nacional de Ingeniería reunió a una serie de expertos para estudiar los efectos de los terremotos y establecer una recomenda­ ción. El equipo concluyó que: "Está claro que existen unas normas de construcción que no proporcionan un adecuado control de los riesgos de daño. Estas normas deberán ser revisadas." El equipo recomendó que los edificios públicos, como hospitales, escuelas, edificios de la policía, bomberos y de otros servicios de emergen­ cia fueran construidos para resistir los más grandes movi­ mientos. Afortunadamente muchas escuelas que fueron construidas después del terremoto de Long Beach en 1930 no sufrieron daños estructurales. Sin embargo, otras escuelas quedaron inutilizadas para sus fines. El movimiento que produjo el terremoto de San Fer­ nando no fue en la falla de San Andrés; su epicentro estaba a 25 km de esta falla, en un sistema menor de fallas. En esta área, la falla de San Andrés es capaz de producir un terremoto de mayor intensidad que el de San Fernando en 1971. Los expertos consideran que un terre­ moto tan fuerte como el de 1906 en San Francisco causa­ ría daños del orden de 20 billones de dólares si se produjera ahora en un área metropolitana.

264

El último gran deslizamiento de la falla de San An::lrés en el área meridional, cercana a Los Ángeles, sucedió en 1857; se trata del gran terremoto de Fort Tejon, que se calcula que pudo alcanzar la magnitud de 8,3 en la escala Richter. Desde este hecho, este sector de la falla ha quedado cerrado, es decir, desprovisto de movimientos repentinos. Las dos placas litosféricas que se ponen en contacto a lo largo de la falla se han ido moviendo constantemente una respecto a la otra, y se ha acumulado una gran tensión en las rocas de las dos caras de la falla. Mientras el momento en que se producirá otro gran terre­ moto no puede ser ahora predicho, este hecho es inevita­ ble. Cada década que pasa, la probabilidad de que se produzca un terremoto se hace más grande. Otro sector cerrado del sistema de la falla de San Andrés se encuentra en la región del Paso de San Gorgo­ nino, y se extiende hacia el sudoeste a través del Valle Imperial. Aquí, el último gran terremoto sucedió hace unos 250 o 300 años, por lo que se considera que un terremoto de magnitud 8,0 o más es más inminente que en la región de . Fort Tejon, que tiene un intervalo de repetición de 100 a 230 años, con un promedio de 140 años. Una reciente estimación considera que hay un 50 % de probabilidades de que se produzca un gran terremoto en los próximos 30 años en algún lugar de la región sur de California, a lo largo de la falla de San Andrés. Para los residentes en el área de Los Ángeles, una amenaza adicional radica en la gran cantidad de fallas activas. Movimientos en esas fallas locales han producido más de 40 destructivos terremotos desde 1800, incluyen­ do los de San Fernando y Long Beach, mencionados ante­ riormente.

Relieves volcánicos y tectónicos

CAPÍTULO

15

La destrucción de las vertientes

En el capítulo 12 se explicaron los procesos de meteori­ zación física y química para proporcionar una compren­ sión de la acumulación de la regolita y la producción de varios tipos de sedimentos. La meteorización tiene aún otro importante papel en el ciclo de denudación. La desintegración y descomposición de varios tipos de dura roca madre facilitan en gran manera la erosión de la superficie terrestre a través de los procesos del agua corriente. Junto a esta fu nción, la meteorización conduce a la formación de una serie de paisajes característicos, los cuales serán descritos en este capítulo. Aunque hemos afirmado que la meteorización consiste en una serie de cambios de sentido único que conducen a la estabilidad química, de los minerales en la superficie, no hay que olvidar que los procesos de meteorización física conti­ núan su acción, al agitar el suelo y la regolita. La acción del hielo, la alternancia de la sequía y la humedad, el crecimiento y descomposición de las raíces de las plan­ tas, y otros procesos repetitivos originan la expansión y contracción del suelo y la regolita en ciclos diarios y esta­ cionales. El movimiento espontáneo del suelo, regolita y rocas bajo la acción de la gravedad se conoce con el nombre de destrucción de las vertientes (proceso en el que no inter­ viene la acción dinámica del agua). En el capítulo 1 ya insistimos en la importancia de la gravedad como factor medio-ambiental. Todos los procesos de la capa de la vida se producen bajo la acción de la gravedad terrestre, y todas las partículas minerales tienden a responder a la gravedad. El movimiento hacia niveles más bajos se pro­ duce cuando la fuerza interna de una masa de regolita, sedimentos o rocas alcanza un punto crítico, por encima del cual no puede resistir la fuerza de la gravedad. Este hecho se produce en formas muy diferentes; comprobare­ mos más tarde que el Hombre es uno de los agentes más importantes en la destrucción de vertientes. El concepto de vertiente

Tal como se utiliza en geomorfología, el término vertien­ te designa algunos pequeños elementos o áreas de la superficie terrestre que se encuentran inclinadas con

Geometría de la rotura de las rocas

respecto a la horizontal. Así hablamos de "vertientes de montaña", "vertientes de colina"o "vertientes de las la­ deras de un valle", refiriéndonos a las superficies inclina­ das de terreno que se extienden desde las divisorias y cumbres hasta los fondos de los valles. Las vertientes guían el flujo del agua bajo la influencia de la gravedad. Las vertientes se relacionan para formar sistemas de drenaje en los que el flujo de escorrentía converge a los ríos; éstos, a su vez, conducen el agua y los fragmentos de rocas hasta los océanos, para completar así el ciclo hidrológico. La Naturaleza ha dotado de vertien­ tes a la superficie de la tierra de una forma tan completa que las superficies perfectamente verticales u horizonta­ les son extremadamente raras. La figura 15.1 muestra una vertiente que forma una ladera de valle de un pequeño río. El suelo y la regolita cubren la roca madre, a excepción de unos pocos lugares donde la roca madre es excepcionalmente dura y se proyecta al exterior en forma de afloramientos. La regoli­ ta residual se mueve muy lentamente hacia abajo, hacia el río. Bajo el valle existen capas de regolita transporta­ da -aluviones transportados y depositados por el río. Estos sedimentos· provienen de vertientes situadas mu­ chos kilómetros río arriba. Todas las acumulaciones de sedimentos terrestres, sean depositadas por los ríos, olas y corrientes, viento, hielo glacial, se denominan regolita transportada en contraste con la regolita residual. Geometría de la rotura de las rocas

Cuando los procesos de meteorización atacan la roca madre, tanto las formas de los relieves resultantes como los tipos de partículas producidas, están influidas por la textura de la roca y la presencia o ausencia de fracturas. En relación a su geometría podemos distinguir cuatro tipos de rotura de las rocas. Las rocas compuestas de minerales de grano grueso (rocas intrusivas de textura granítica y rocas sedimenta­ rias detríticas de grano grueso) se disgregan generalmen­ te grano a grano, en una forma de rotura denominada desintegración granular (figura 15.2). El resultado de este proceso es la grava o arena gruesa, en las que cada

265

Vertiente cubierta de suelo

FIGURA 15.1. Suelo, regolita y afloramientos de la roca madre en una colina. Los aluviones se depositan en el suelo de un valle adyacente. (Dibujado por A.N. Strahler.)

grano consiste en una única partícula mineral separada de las demás por los· límites originales del cristal o grano. La exfoliación es la formación de escamas u hojas curvadas de roca que se separan de la masa original dejando reducida a ésta a una forma esferoidal cada vez menor. Este tipo de rotura se conoce también como des·

carnación.

En una roca donde existan numerosas fracturas bien desarrolladas, producidas por presiones orogénicas o por contracción de un magma al enfriarse, la forma común de rotura es la fragmentación en bloques. Es fácilmente comprensible que fuerzas relativamente débiles puedan separar tales bloques, mientras que para originar nuevas fracturas en una roca sólida se requieran grandes fuerzas.

En las rocas sedimentarias los planos de estratificación comprenden una serie de planos de debilidad que cortan comúnmente a las diaclasas en ángulo recto. La figu­ ra 15.3' muestra bloques diaclasados separados por fuer­ zas de meteorización. Desde luego, es muy posible que un único y sólido bloque diaclasado se fracture más tarde por desintegración granular o por exfoliación. La fractura irregular es la desintegración de la roca a lo largo de nuevas superficies de rotura, formando nuevas rocas duras, en forma de fragmentos angulares de agudos bordes y ángulos (figura 15.2). La superficie de fractura puede pasar entre los cristales o granos, o puede pasar a través de ellos, cortándolos. Los bloques que aparecen en la Lámina G.1 son bloques diaclasados, muchos de los cuales se han fragmentado siguiendo este proceso de fractura irregular. Efectos de la meteorización física y química

Estructura de /ajamiento y domos de exfoliación Un curioso pero muy extendido proceso relacionado con la meteorización física es la descompresión, es decir, la

Desintegración granular

Exfoliación o descamación

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Fragmentación en bloques

Fractura irregular

La rotura de las rocas adopta varias formas, dependiendo del tipo de roca y de la presencia de diaclasas.

FIGURA 15.2.

266

FIGURA 15.3. Este acantilado de arenisca muestra un excelente diaclasamiento en dos series de planos verticales. (J.R. Stacy, U.S. Geological Survey.)

La destrucción de las vertientes

disminución de la presión de confinamiento de la ro­ ca a medida que se acerca a la superficie terrestre debido a la erosión de las rocas suprayacentes. Las rocas forma­ das a gran profundidad bajo la superficie de la tierra (particularmente las rocas ígneas metamórficas) están sometidas a un débil estado de contracción debido a las tremendas presiones que soportan. Al alcanzar la superfi­ cie, la roca se expansiona ligeramente y durante este proceso, grandes hojas se separan de la roca madre subya­ cente. Las nuevas superficies de fractura forman un siste­ ma de diaclasas conocido como estructura de tajamien­ to. Esta estructura se observa mejor en las rocas masivas, tal como el granito, ya que en una roca finamente diacla­ sada la expansión sería absorbida entre los bloques. Este tipo de estructuras foliares producidas por des­ compresión son generalmente paralelas a la superficie del suelo y, por lo tanto, tienden a inclinarse hacia el valle. En las costas graníticas tienden a buzar mar adentro a lo largo de toda la playa. Las estructuras de !ajamiento se observan bien en las canteras, donde facilitan en gran manera la extracción de la roca. En los lugares donde las estructuras de !ajamiento se han formado sobre la parte superior de una gran masa de roca masiva se origina un domo de exfoliación (Lámina G.2). Estos domos se encuentran entre los mayores tipos de relieves debidos primordialmente a la meteorización. En la región de Yosemite, California, donde existen es­ pectaculares domos, las hojas de roca pueden llegar a tener espesores de 6 a 15 m. Otras variedades de grandes domos de caras lisas que carecen de hojas y escamas no son verdaderos domos de exfoliación; están formados por desintegración granular de una única masa de roca ígnea intrusiva dura y que carece de diaclasas. Ejemplos de ello son el Pan de Azúcar de Río de Janeiro y Ja Montaña de Piedra en Georgia (véase Ja figura 18.43). Estos domos se elevan espectacularmente sobre las áreas circundantes formadas por materiales más blandos.

Cavidades rocosas producidas por el crecimiento de cristales de sal La rotura de las rocas por el crecimiento de cristales de sal en climas secos fue explicada en el capítulo 12. Los acantilados de areniscas son especialmente susceptibles

FIGURA 15.4. El rezumar del agua en la base del acantilado origina el desarrollo de abrigos, cuya formación se ve también favorecida por la meteorización de la roca. (Dibujado por A.N. Strahler.)

Efectos de la meteorizaciónfisica y química

a la desintegración debida a esta actividad. Como muestra la figura 15.4 el lento filtrado del agua tiene lugar en Ja base del acantilado, sobre una densa capa d.e esquisto impermeable. La continua evaporación de Ja superficie deja las sales que llevaba disueltas en los poros de la arenisca. La presión de los cristales en crecimiento con­ duce a la rotura de la arenisca en hojas y escamas. Los granos de arena son transportados por ráfagas de viento o por las corrientes de agua, lejos del acantilado. La rece­ sión de Ja base del acantilado puede producir un abrigo o una cueva poco profunda. En el noroeste de Jos Estados Unidos muchos de estos abrigos fueron ocupados por los indios, quienes construyeron paredes para cerrar los es­ pacios abiertos naturales. Estas viviendas de los acantila­ dos no sólo les protegían de los elementos, sino también de un posible ataque (Lámina G.2).

La meteorización esferoidal y las saprofitas Hemos estudiado los procesos de meteorización química en el capítulo 12, siguiendo la idea de la alteración química. Recordemos que los procesos dominantes de los cambios químicos que afectan a los minerales silíceos son la oxidación, la acción del ácido carbónico y la hidrólisis. Los feldespatos y los minerales máficos -sobre todo el olivino- son muy susceptibles a la descomposi­ ción química. Por el otro lado, el cuarzo es un mineral muy estable, casi totalmente inmune a la descomposi­ ción. El resultado de este hecho es que, donde se en­ cuentran rocas ígneas félsicas y máficas en unión, la roca félsica muestra una pequeña alteración, mientras la roca máfica presenta un avanzado estado de descomposición (Lámina G.l) Cuando la alteración química penetra en la roca madre, los bloques diaclasados son atacados por todas las caras. La descomposición progresa hacia dentro formando ca­ pas concéntricas de roca blanda (Lámina G.l). Esta forma de transformación se denomina meteorización esferoidal y produce cuerpos redondeados en los que delgadas capas pueden ser separadas del núcleo esférico central. La descomposición por hidrólisis y oxidación transfor­ ma las duras rocas ígneas en regolita muy blanda. E�ca transformación permite la actuación de la erosión con gran efectividad en aquellos Jugares donde la regolita aparece al descubierto. La debilidad de Ja regolita Ja hace sensible a las formas naturales de destrucción de ver­ tientes. En los climas cálidos y húmedos de las zonas ecuato­ rial, tropical y subtropical, la hidrólisis y Ja oxidación afectan a menudo a rocas ígneas y metamórficas que se encuentran a profundidades de hasta 90 m. Los geólogos que estudiaron por primera vez estas rocas profundas alteradas en la región del sur de los Apalaches, las deno­ minaron saprolitas (literalmente "rocas podridas"). Para los ingenieros civiles, la existencia de una meteorización en profundidad es de gran importancia en Ja construc­ ción de carreteras, presas y otras grandes estructuras. Aunque Ja saprolita es blanda y puede ser removida con grandes excavadoras, existe el serio peligro de Ja de­ bilidad del material para soportar cargas pesadas. Esta regolita tiene también indeseables propiedades plásticas debido a un alto contenido de ciertos minerales de arci­ lla, como la montmorillonita, que tiene Ja propiedad de hincharse durante Ja absorción del agua. La hidrólisis del granito viene acompañada por una desintegración granular, es decir, Ja rotura de la roca

267

FIGURA 15.5. Etapas del desarrollo de las bolas de granito a partir de bloques diaclasados. (Dibujado por W.M. Davis.)

grano por grano. Este proceso origina formas esferoidales y pinaculares muy interesantes mediante el redondeado de los bloques diaclasados (figura 15.5 y Lámina G.1). Estas formas son particularmente notables en las regiones áridas. En muchos desiertos existe bastante humedad para que se produzca la hidrólisis, dado un período de tiempo suficiente. Los productos de la desintegración gra­ nular de las rocas ígneas félsicas forman extensiones de grava, denominadas cancha/es, que consisten en granos de cuarzo y feldespatos parcialmente descompuestos.

La acción del hielo Los efectos de la acción del hielo pueden apreciarse en todos los climas con estación invernal, en la cual alternan las heladas con el deshielo. En los lugares en que la roca madre está al descubierto, los bloques son separados al helarse el agua en las diaclasas. Bajo las condiciones más favorables, que se producen en las cumbres de las altas montañas y en la tundra ártica, grandes fragmentos roco­ sos angulares se acumulan en una capa que cubre com­ pletamente todo el suelo. A estas extensiones de rocas fragmentadas se las denomina felsenmeer o manto de derrubios (Lámina G.1). En suelos de textura fina y en sedimentos compuestos de limo y arcilla, la congelación del suelo tiene lugar en capas horizontales. Cuando esas capas de hielo aumentan su espesor, las capas de suelo subyacentes ascienden ligeramente. Un ascenso prolongado puede producir al­ gunas irregularidades y pequeños montículos en la su­ perficie del suelo. Si una aguja de hielo crece bajo un fragmento de roca de la superficie, puede elevarlo por encima de esa superficie (Lámina G.l). El mismo proce­ so, actuando en un fragmento situado bajo la superficie del suelo, podrá eventualmente transportarlo a la super­ ficie.

Efectos del ácido carbónico Las rocas carbonatadas (caliza, mármol) son particular­ mente sensibles a la acción del ácido carbónico existente en el agua de lluvia y en el agua del suelo. El mineral calcita (carbonato cálcico) se disuelve, produciendo io­ nes de calcio y bicarbonato. En regiones con abundancia de agua estos iones son transportados en solución en el agua de los ríos. La reacción de la caliza con el ácido carbónico produce muchas formas interesantes, la mayoría de ellas de pe­ queñas dimensiones. Las afloraciones de calizas originan generalmente paisajes intrincados (Lámina G.3). En algu­ nos lugares, el tamaño de los surcos formados por las rocas calizas alcanza proporciones que impiden el paso de los humanos y de los animales. En los climas húmedos de bajas latitudes, la roca máfi-

268

FIGURA 15.6. Las paredes verticales de este estrecho barranco costero están fuertemente acanaladas por la acción de la meteorización química de la lava basáltica. Valle Honapu, Costa de Napali, Kauai, Hawai. (Dr. Agatin T. Abbot, Hawaiian Institute of Geophysics. )

ca, particularmente la lava basáltica, es atacada rápida­ mente por los ácidos del suelo y produce relieves bastan­ te semejantes a los formados por el ácido carbónico en las calizas masivas en los climas de más altas latitudes. Los efectos de la disolución de la lava basáltica se mues­ tran en espectaculares surcos y agujas en algunos lugares de las islas Hawai (figura 15.6). La acción del ácido carbónico es el más importante agente de denudación de las calizas en regiones de clima templado (Lámina G.3). Por ejemplo, en un estudio de un valle calizo de Pensilvania, se observó que la superfi­ cie del suelo era rebajada en un promedio de 0,3 m en 10.000 años únicamente a través de la acción del ácido carbónico. En los climas templados, como podría espe­ rarse, las rocas carbonatadas forman los valles y las tierras bajas, en contraste con otros tipos de rocas menos suscep­ tibles, que forman las cordilleras o tierras altas adyacen­ tes. En cambio, en los climas secos, donde la caliza y la dolomía son resistentes a la meteorización, forman altas cordilleras y mesetas. Por ejemplo, el borde del Gran Cañón y la alta meseta que lo rodea se elevan sobre una base de dolomías (véase la Lámina H.l). Los estratos de areniscas formadas de granos de cuarzo cementados por carbonato cálcico también son muy resistentes a la me­ teorización en los climas secos. Cavernas calizas

Muchas personas están familiarizadas con los nombres de famosas cavernas, tales como Mammoth y Carlsbad. Mi-

La destrucción de las vertientes

Fase l.ª Excavación de la caverna

Fase 2.ª Deposición del travertino

llones de americanos han visitado estas famosas atraccio­ nes turísticas. Las cavernas son cavidades calizas interco­ nectadas subterráneamente. Se han formado por la acción del ácido carbónico transportado por el agua que circula por el suelo. La figura 15.7 muestra cómo pueden desa­ rrollarse las cavernas. En el diagrama superior la acción del ácido carbónico se concentra particularmente en la zona saturada justo por debajo de la capa freática. Los productos de la disolución son transportados a lo largo del suelo hasta aflorar en los ríos. En una etapa posterior, mostrada en el diagrama inferior, la corriente ha profun­ dizado su valle y la capa freática también ha descendido hacia una nueva posición. El sistema de cavernas previa­ mente excavado se encuentra ahora en la zona no satura­ da. La evaporación del agua filtrada en las superficies descubiertas de las rocas en las cavernas inicia la deposi­ ción del carbonato, conocido como travertino. En este proceso el travertino toma formas de gran belleza: esta­ lactitas, estalagmitas, columnas y terrazas (Lámina G.3). La importancia medio-ambiental de las cavernas se aprecia en varias formas. En los inicios del desarrollo del Hombre, las cavernas constituyeron su vivienda. Encon­ tramos restos de esqueletos humanos, junto con sus he­ rramientas y las pinturas de las cuevas, preservados du­ rante siglos en cavernas situadas en muchos lugares del mundo. Actualmente las cavernas se utilizan como luga­ res de almacenaje. Las cavernas han proporcionado algunos valiosos depó­ sitos de guano, excrementos de pájaros o murciélagos, que son ricos en nitratos. Los depósitos de guano se han utilizado en la elaboración de fertilizantes y explosivos. El guano de la cueva Mammoth fue utilizado para fabricar pólvora durante la Guerra de 1812.

Zona no saturada -�,-��-Capa freática

FIGURA 15.7. Desarrollo de una caverna en la zona acuosa del suelo, seguido por la deposición de travertino en la zona no saturada. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper and Row Publishers, figura 33.24. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

ros en forma de embudo. Más tarde, las cavernas se hun­ den, formándose valles abiertos, de suelo plano. Algu­ nas regiones de topografía kárstica son la cueva Mam­ moth en Kentucky, la Península del Yucatán, y algunas partes de Cuba y Puerto Rico. La destrucción de las vertientes

En cualquier lugar de la superficie terrestre, la gravedad empuja continuamente a los materiales hacia niveles in­ feriores. El sustrato rocoso es generalmente tan fuerte y está tan bien sostenido que permanece inmóvil en su sitio, pero si una vertiente se hiciera demasiado escarpa­ da, las masas del sustrato rocoso se fracturarían, cayendo o deslizándose hacia nuevas posiciones de reposo. En los casos en que están implicadas enormes masas rocosas el resultado puede ser catastrófico en lo que se refiere a vidas humanas y a propiedades materiales en pueblos y ciudades situadas en la trayectoria del desprendimiento. Estos desprendimientos constituyen un importante ries­ go medio-ambiental en las regiones montañosas. Como el suelo, la regolita y muchas formas de sedimentos están débilmente unidos, son más susceptibles a los movimien­ tos gravitatorios que la roca madre. Existen numerosas

Morfología kárstica

En los lugares donde la disolución de las calizas es muy activa, encontramos un paisaje con una morfología única en su género. Se encuentra especialmente desarrollada en la costa dálmata de Yugoslavia, donde se conoce con el nombre de karst. Este nombre es utilizado por los geógrafos para designar cualquier región caliza donde los sumideros son numerosos y faltan los pequeños cur­ sos de agua superficiales. Un sumidero es una depresión de la superficie caliza de una región cavernosa. Algunos sumideros están cubiertos por materiales de las laderas cercanas (Lámina G.3). Otros son profundos agujeros de paredes abruptas. En la figura 15.8 se muestra la evolución de un paisaje kárstico. En el estadio inicial existen numerosos sumide-

La destrucción de las vertientes

FIGURA 15.8 Características de un paisaje kárstico. (A) El agua de lluvia entra en el sistema de cavernas a través de los sumideros. (B) El hundimiento de las cavernas muestra el flujo de corrientes en cauces de esquisto por debajo de la caliza. Los valles de suelo plano pueden ser cultivados. (Dibujado por E. Raisz.)

269

pruebas de que en la mayoría de las vertientes se están produciendo a cada momento al menos pequeños movi­ mientos descendentes. Generalmente este movimiento es imperceptible, pero en ocasiones la regolita se des­ prende y desliza rápidamente. Considerándolos en conjunto, los distintos tipos de movimiento de descenso que se producen en las ver­ tientes por la acción de la gravedad se designan co­ lectivamente como destrucción de vertientes, siendo un importante proceso en la denudación de las superficies continentales.

Conos de derrubios y glaciares rocosos De las abruptas paredes de los barrancos y altas montañas se desprenden continuamente fragmentos de rocas, debi­ do a la acción de los procesos de la meteorización física, particularmente bajo la acción del hielo. Esos fragmentos se acumulan en un paisaje distintivo, la vertiente del talud (Lámina G. 4). Esta vertiente forma un ángulo constante con la horizontal, generalmente entre 34º y 36º. Muchos acantilados están atravesados por estrechos ba­ rrancos en forma de embudo, al pie de los cuales se acumulan los fragmentos de roca, originándose los conos de derrubios, ordenados uno junto a otro a lo largo del acantilado. Cuando existe una gran diversidad en el tama­ ño de las partículas, las piezas más grandes llegan hasta la base del cono debido a su mayor impulso, mientras que los granos más finos se depositan en la parte supe­ rior. Este proceso conduce a una ordenación de los frag­ mentos, progresivamente más finos desde la base hasta la cima (figura 15.9). La mayor parte de los taludes recientes son inestables, de modo que la perturbación creada por el caminar de la vertiente o por la caída de grandes fragmentos de roca desde la parte superior del acantilado, provocarán fácil­ mente un deslizamiento sobre las capas superfiéiales de partículas. El ángulo límite superior, en el que permane­ cen estables los fragmentos bastos, duros y bien clasifica­ dos, se denomina ángulo de reposo. En áreas montañosas donde los glaciares erosionaron

profundamente el sustrato rocoso durante el último pe­ ríodo glacial, originando abruptos acantilados, la forma­ ción de conos de derrubios fue muy rápida en algunos lugares. En ocasiones, los derrubios se acumularon sobre pequeñas masas de hielo glacial, que todavía se mantie­ nen en los circos, que constituían los puntos de partida para la formación de los glaciares activos (véase el capí­ tulo 21 y la figura 21.4). En localizaciones favorables, los fragmentos de rocas de los conos de derrubios han desa­ rrollado un lento movimiento de descenso, denominado reptación, que produce curiosas formaciones en formas de lengua que, en muchas ocasiones, se parecen a un glaciar (figura 15.10). La superficie de estos glaciares rocosos, formados por fragmentos angulares de rocas, presenta arrugas que se curvan en la dirección del movi­ miento. El frente de estos glaciares rocosos es abrupto y está claramente delimitado. Muchos glaciares rocosos contienen hielo en los espa­ cios entre los fragmentos de roca, pero este hielo no puede ser visto en la superficie. Los glaciares rocosos pueden encontrarse en gran número en las montañas de Alaska y en ciertas cordilleras de las Rocosas en Colorado.

Reptación del suelo En casi cualquier vertiente que se halle recubierta de hielo se puede encontrar alguna prueba de movimientos de descenso extremadamente lento del suelo y la regoli­ ta. Este proceso se denomina reptación. La figura 15.11 muestra algunos de los hechos que demuestran este fe­ nómeno. Bloques diaclasados de distintos tipos de rocas son hallados vertiente abajo, lejos del afloramiento. En algunas rocas estratificadas, como esquistos o pizarras, los bordes de los estratos parecen inclinarse hacia abajo. No se trata de un verdadero plegamiento plástico, sino de ligeros movimientos a favor de las muchas pequeñas diaclasas (figura 15.12). Las vallas y los postes telefónicos se inclinan hacia la vertiente e incluso se desalinean considerablemente. Los muros de contención de las trin­ cheras de las carreteras también se inclinan y se rompen bajo la presión de descenso del suelo.

FIGURA 15.9. Diagrama idealizado de conos de derrubios formados en la base de un acantilado que tiene una altitud entre 60 y 150 m. (Dibujado por A.N. Strahler.)

270

La destrucción de las vertientes

La lenta reptación del suelo ha causado esta inclinación hacia abajo de capas de arenisca de fuerte buzamiento. (Ward's Natural Science Establishment, Rochester, Nueva York.)

FIGURA 15.12.

y la regolita. Como la gravedad ejerce un empuje descen­

dente sobre todos los efectos que estos fenómenos pue­ dan originar, las partículas van descendiendo progresiva­ mente por la vertiente. La reptación afecta también a las masas rocosas envuel­ tas en el suelo o a las que se encuentran sobre la roca madre. Grandes cantos que han ido descendiendo pro­ gresivamente en gran número por la ladera, se acumulan en la base de la montañ.a produciendo campos de cantos.

Desprendimientos de tierras

Con su superficie arrugada, que indica un flujo interno, este glaciar rocoso desciende una empinada ladera en la región del río Copper en Alaska. (Fotografía de Bradford Washburn.)

FIGURA 15.10.

¿Cuáles son las causas de la reptac10n del suelo? El calentamiento y enfriamiento del suelo, el crecimiento de agujas de hielo, la alternancia de la desecación y humedecimiento del suelo, las pisadas de animales y las ondas producidas por los terremotos son factores que producen algunas alteraciones en el equilibrio del suelo

En las regiones de clima húmedo, si las pendientes son abruptas, pueden deslizarse por ellas en pocas horas grandes masas de suelo, regolita, arcillas blandas y capas de esquistos, en forma de desprendimientos de tierras. La figura 15.13 es un esquema de un desprendimiento en el que se observa cómo el material se des loma desde la parte superior, originando terrazas curvadas, con escar­ pes abruptos. El material empapado desciende lentamen­ te formando un frente abombado. Los desprendimientos superficiales, que afectan única­ mente al suelo y a la regolita, son comunes en suelos

Bloques . Torsión diaclasados desplazadps de los estratos hacia abajo /

Desprendimiento de tierras, con desplazamiento hacia atrás en Ja zona superior. (Dibujado por A.N. Strahler.)

FIGURA 15.13. Lenta reptación descendente del suelo y la regolita. (Según C.F.S. Sharpe.)

FIGURA 15.11.

La destrucción de las vertientes

271

Riviere Blanche 1000 Pies

lOOm

Desprendimientos de tierras en una región montañosa. (Dibujado por W.M. Davis.)

cubiertos de césped que han sido saturados por fuertes lluvias. Un desprendimiento puede afectar a unos pocos metros cuadrados o cubrir una superficie de varias hectá­ reas (figura 15.14). Si la roca madre de una región monta­ ñosa es rica en arcilla (esquistos o rocas ígneas meteori­ zadas en profundidad) el desprendimiento afecta a veces a millones de toneladas de rocas, que se mueven por deslizamiento plástico a modo de grandes masas de espe­ so barro. Los desprendimientos son una causa corriente de obs­ trucción de carreteras y vías de ferrocarril, normalmente durante períodos de lluvias intensas. Generalmente el desprendimiento es breve, por lo que no suponen una amenaza para la vida. Los daños a propiedades, edificios, pavimentos, a menudo son grandes cuando las construc­ ciones se han realizado sobre vertientes con suelos ines­ tables. Ejemplos de desprendimientos inducidos o agravados por el Hombre se encuentran en las Colinas de Palos Verdes en el condado de Los Ángeles, California. Estos movimientos se producen en esquistos que tienden a hacerse plásticos cuando se empapan en agua. La parte superior del desprendimiento sufre un movimiento de descenso, con una rotación de la masa hacia atrás, como se ilustra en la figura 15.13. El mayor de los desprendimientos del área de las Coli­ nas de Palos Verdes fue el "deslizamiento" de Portuguese Bend, que afectó a un área de 160 hectáreas. El desplaza­ miento total, que duró tres años, fue de unos 20 m. Los daños en residencias y otras estructuras se evaluaron en unos 10 millones de dólares. La observación más impor­ tante desde el punto de vista de la valoración del impacto del Hombre en el medio ambiente es que los geólogos atribuyeron el deslizamiento a las infiltraciones de agua procedentes de pozos negros, y de la irrigación en céspe­ des y jardines. Se cree que una descarga de 115.000 litros de agua por parte de 150 hombres empapan suficiente­ mente el esquisto para comenzar y sostener el desprendi­ miento.

Desprendimientos en zonas arcillosas Algunas formas especiales de desprendimientos constitu­ yen un importante riesgo medio-ambiental en ciertas áreas de Noruega y Suecia, así como a lo largo del río San Lorenzo y sus afluentes en la provincia de Quebec, en Canadá. En estas áreas el desprendimiento se produce en arcillas, arenas y limo del Pleistoceno que forman terrazas bajas adyacentes a los ríos y lagos. En amplias áreas, que pueden tener entre 600 y 900 m de largo, una capa de limo y arena de 6 a 12 m de espesor comienza a moverse hacia el río, al haberse licuado de forma espon­ tánea. Las masas en descenso se fragmentan en forma escalonada. Finalmente la capa alcanza el río, donde se vierte en forma de una gran masa de barro.

272

FIGURA 15.15. Bloque diagrama que representa el desprendimiento producido cerca de St. Thuribe, Canadá en 1898. (Según C.F.S. Sharpe en landslides and Re/ated Phenomena, Columbia Univ. Press, Nueva York, 1938.)

La figura 15.15 muestra un desprendimiento de este tipo que sucedió en Quebec a lo largo de la Riviere Blanche. Detrás de éste, se encuentran los restos de otro desprendimiento del mismo tipo más antiguo. En el des­ prendimiento de la Riviere Blanche se desplazaron unos tres millones de metros cúbicos de materiales y fueron necesarias entre tres y cuatro horas para que alcanzaran el río a través de un estrecho paso. Desde la ocupación de Quebec por los europeos se han producido muchos desprendimientos de consecuen­ cias catastróficas. Un ejemplo particularmente espectacu­ lar fue el del desprendimiento de Nicolet en 1955, que arrastró gran parte de la ciudad hasta el río Nicolet (figu· ra 15.16). Afortunadamente sólo hubo tres víctimas, pero los daños a edificios y a un puente se elevaron a millones de dólares. Las arcillas que pasan espontáneamente del estado só· !ido al líquido se denominan arcillas plásticas. El proce­ so de transformación se denomina licuefacción espontá· nea. Un movimiento repentino puede ser la causa del comienzo de la licuefacción, y una vez que se ha inicia­ do, este proceso no puede ser detenido. Tenemos un buen ejemplo en la ciudad de Anchorage en Alaska. El movimiento del suelo debido al terremoto del Viernes Santo de 1964 provocó la licuefacción de la arcilla en una amplia zona plana de desarrollo residencial. El desliza­ miento de la arcilla originó la subsidencia de las capas sedimentarias que se fragmentaron en bloques (véase la figura 14.26). Estudios realizados en América del Norte y Europa han proporcionado una respuesta a este extraño fenómeno. Las arcillas son depósitos marinos, es decir, son sedimen­ tos depositados en estuarios poco profundos durante el Pleistoceno. Las finas partículas de arcilla están deposita­ das en un orden heterogéneo, semejante� a la estructura de un "castillo de naipes". Entre las partículas existen muchos espacios llenos de agua. Se cree que el agua salada que contiene la arcilla actúa como un electrólito que une las partículas, dándole su consistencia en capas. Algunas áreas arcillosas han experimentado un ascenso de la corteza, que las ha elevado de su lugar de forma­ ción. Los depósitos sedimentarios han quedado fuera del agua salada y ésta ha sido reemplazada por agua dulce. A partir de ese momento la arcilla pierde la cohesión que le proporcionaba la acción electrolítica y se hace más vulnerable. Un movimiento repentino origina la caída del castillo de naipes. Debido al gran volumen de agua

La destrucción de las vertientes

FIGURA 15.16. Parte de la ciudad de Nicolet (Quebec, Canadá) fue arrastrada hasta el río Nicolet por un desprendimiento ocurrido en noviembre de 1955. El desprendimiento se dirigía hacia el valle (derecha), pasando por debajo del puente. (Raymond Drouin.)

presente (entre el 45 y el 80 % de su volumen), la mezcla se hace líquida. Dado que muchas ciudades, pueblos y granjas están constituidos sobre este tipo de arcillas, existen importan­ tes riesgos a nivel local. Tales áreas requieren una identi· ficación y su cartografía correspondiente, de manera que una planificación urbana adecuada pueda evitar esos ries­ gos, limitando la utilización del suelo para granjas, con una población residente dispersa.

Coladas de barro Una de las formas más espectaculares de movimientos de tierras y un importante riesgo medio-ambiental son las coladas de barro, corriente de barro fluido que se desliza por los cañones de las regiones montañosas (figu­ ra 15.17). En los desiertos, donde la vegetación no prote­ ge los suelos de las montañas, las tormentas locales origi-

FIGURA. 15.17. De las bocas de los cañones de las regiones áridas parten delgadas coladas de barro que se desparraman sobre los conos de deyección aluviales situados en la base de las montañas. (Dibujado por A.N. Strahler. )

La tkstrucción tú! las vertientes

nan agua mucho más rápidamente de la que puede ser absorbida por el suelo. Cuando el agua desciende por las vertientes, se forma un barro fluido que se desliza hasta el suelo del cañón. Siguiendo el curso de las corrientes, el barrro continúa deslizándose hasta que se vuelve tan espeso que queda detenido. Grandes cantos que flotan en el barro son transportados por la corriente (Lámina G.4). Carreteras, puentes y casas que se hallan en el fondo del cañón son sumergidos y destruidos. Cuando Ja colada emerge del cañón y se extiende por una llanura, puede causar daños en las propiedades y pérdidas de vidas humanas. En las regiones desérticas, tales llanuras poseen agua abundante proveniente de las montañas. Estas tierras favorecidas están a menudo den­ samente pobladas y son lugares de desarrollo urbano, así como de agricultura intensiva. Las coladas de barro también pueden originarse cuan­ do lluvias torrenciales transforman la ceniza volcánica en barro. En los volcanes elevados, la fusión de la nieve y del hielo glacial contribuyen a la formación de barro con gran cantidad de agua. Estas coladas de barro volcánicas, conocidas como lahar (capítulo 14) descienden por los valles obstruyendo los ríos y destruyendo carreteras, puentes y casas. Inmediatamente después de la gran erupción del volcán Santa Elena el 18 de mayo de 1980, un lahar causó una gran destrucción. Atravesando una distancia total de más de 120 km, finalmente alcanzó el río Columbia. Las coladas procedentes de este volcán depositaron más de 50 millones de metros cúbicos de sedimento en los ríos Cowlitz y Columbia. Herculano, ciudad situada al pie del Vesubio, fue destruida por una colada de barro durante Ja erupción del año 79 d.C., mientras Ja vecina ciudad de Pompeya era abrasada por una nube de ceniza volcánica.

Riadas detríticas Las coladas de barro presentan varios grados de consis­ tencia, desde mezclas semejantes al hormigón cuando

273

de los incendios son provocados por el Hombre, sea inadvertida o deliberadamente. La alte;:ación de las ver­ tientes por las construcciones humanas son simplemente un elemento que sirve para intensificar lo que constituye un importante riesgo medio-ambiental.

A FIGURA 15.18.

B

Los deslizamientos de tierras pueden ser: (A) deslizamientos sobre una superficie casi plana, o (B) corrimientos con rotación siguiendo una superficie curva.

sale de la hormigonera, hasta otras de débil consistencia que apenas se diferencian de los ríos turbios. El tipo más fluido de coladas de barro se denomina comúnmente riada detrítica (debris flood) en el oeste de los Estados Unidos, particularmente al sur de California, donde se produce frecuentemente, con efectos desastrosos. En el condado de Los Ángeles, California, el creci· miento se ha llevado a cabo en colinas y montañas de laderas abruptas mediante un proceso de excavación en la regolita para la construcción de carreteras y viviendas. La regolita excavada es lanzada por terraplenes, cuya inestabilidad supone una amenaza para las vertientes y ríos situados por debajo de ellos. Cuando son empapados por las fuertes lluvias de invierno, estos terraplenes pue­ den hundirse, produciendo desprendimientos de tierras, coladas de barro y riadas detríticas, que se desplazan hacia los valles y se extienden por las tierras bajas, ente­ rrando calles y construcciones en barro. Muchas corrien­ tes detríticas de este área se producen también cuando las fuertes lluvias caen en vertientes denudadas por la quema de la cobertura vegetal durante el verano; algunos

Deslizamientos de tierras El término deslizamiento de tierras se aplica en sentido amplio a cualquier movimiento vertiente abajo de una masa de regolita o de roca madre bajo la influencia de la gravedad. Muchos geólogos e ingenieros civiles se refie­ ren a los desprendimientos de tierras como deslizamien­ tos. Nosotros limitaremos la utilización del término "des­ lizamiento"para referirnos al rápido m0vimiento de gran­ des masas de rocas, comenzando su descenso como bloques únicos, sin movimientos internos. El reblandeci­ miento de los minerales de arcilla para producir una masa plástica, como en el caso de un desprendimiento
FIGURA 15.19.

Un ejemplo clásico de un gran y desastroso deslizamiento de tierras es el de la Montaña de Ja Tortuga, sucedido en Frank, Alberta, en 1903. Una enorme masa de caliza se deslizó de Ja cara de Ja Montaña de la. Tortuga comprendida entre el Pico Norte y el Pico Sur, descendió por el valle y ascendió por Ja pendiente opuesta del valle, hasta que quedó detenida en forma de una gran capa de derrubios rocosos. (Datos del Canadian Geological Survey, Department of Mines. Dibujado por A.N. Strahler.)

274

La destrucción de las vertientes

FIGURA 15.20. Un gran deslizamiento de rocas ( S) ha originado un dique ( D) en el suelo de un valle glacial y ha producido un lago ( L ) . (Dibujado por W.M. Davis.)

abajo a través de una superficie curvada, como muestra la figura 15.18 B. Cuando se produce un corrimiento de tierras, la masa gira hacia atrás, de manera que la superfi­ cie superior del bloque se inclina hacia arriba con res­ pecto al acantilado que se origina. Un deslizamiento de rocas puede recorrer una gran distancia desde su posi­ ción original mientras que un corrimiento de tierras per­ manece cerca de su posición original.

Deslizamiento de rocas Donde hay montañas con vertientes abruptas existe la posibilidad de que se produzcan grandes y desastrosos deslizamientos de rocas. En Suiza, Noruega o en las Montañas Rocosas del Canadá, por ejemplo, los pueblos construidos en el fondo de valles de laderas empinadas son a veces destruidos y sus habitantes perecen por el deslizamiento de millones de metros cúbicos de rocas que se desprenden sin señal previa. El deslizamiento de 1903 en la Montaña de la Tortuga (Alberta, Canadá) aparece en la figura 15.19. En él se produjo el movimiento de una enorme masa de caliza, cuyo volumen se estimó en 27 millones de metros cúbi· cos, que descendieron unos 900 m. Los derrubios cubrie­ ron parte de la ciudad de Frank, con una pérdida de 70 personas. Muchos de los grandes deslizamientos de rocas se han producido en montañas profundamente excavadas por la acción del hielo durante el Pleistoceno. Los relieves do­ minantes son los valles en forma de U, abundantes en los Alpes europeos, la cadena de las Cordilleras de Nortea­ mérica, los Andes de Sudamérica y el Himalaya en Asia (figura 1 5.20). Los valles glaciares en localizaciones costeras están frecuentemente inundados por el océano, transformán­ dose en fiordos de abruptas paredes (véase la figu-

FIGURA 15.21. Los bloques producidos en el corrimiento giran hacia atrás en el momento en que se produce el deslizamiento. (Dibujado por A.N. Strahler.)

La destrucción de las vertientes

ra 21.7). El riesgo medio-ambiental de deslizamientos de rocas es extremadamente alto para los pueblos y ciudades situados en los valles glaciares y en las cabeceras de los fiordos. Un deslizamiento de rocas que cae al agua pro­ funda de un fiordo, genera una enorme ola que se des­ plaza rápidamente hacia la cabecera del fiordo inundan­ do y destruyendo las viviendas localizadas en el fondo del valle. En muchos lugares, los valles glaciares están ocupados por profundos lagos que pueden tener muchos kilóme­ tros de longitud. Un deslizamiento de rocas que caiga a uno de estos lagos origina una gran ola que se extiende en todas direcciones. En 1963 se produjo el desastre del pantano de Vaiont (Italia), un embalse realizado por el Hombre en un valle glacial. Una enorme ola producida por un deslizamiento de rocas destruyó la presa de hor­ migón, liberando una gran cantidad de agua que destruyó las ciudades localizadas en los niveles más bajos del valle. En un corto espacio de tiempo se perdieron 2.600 vidas. En relación con los deslizamientos de tierras se en­ cuentra el fenómeno de los derrumbamientos, es decir, la libre caída de masas rocosas de un acantilado de pare­ des verticales. Los fragmentos individuales pueden ser tan pequeños como un canto rodado o tan grandes como un bloque de casas, dependiendo del tamaño del acanti· lado y de la forma en la que se fragmenta la roca. Grandes bloques se desintegran durante la caída cubriendo de fragmentos la ladera inferior y dejando un gran surco en la cara superior del acantilado. Un fenómeno similar, los aludes alpinos, se produce en las elevadas cadenas montañosas alpinas. La erosión gla­ ciar ha producido valles con paredes extremadamente abruptas y ha dejado gran cantidad de materiales (morre­ nas), así como glaciares residuales colgados precaria­ mente en elevadas posiciones. El alud es una liberación repentina de una mezcla de rocas y hielo glacial; puede producir una lengua de derrubios que se desplace valle abajo a una velocidad que es poco menos que la de caída libre de un cuerpo.

Corrimiento de tierras El corrimiento de tierras consiste en grandes masas roco­ sas que se deslizan desde un acantilado girando al mismo tiempo respecto a un eje horizontal (figura 15 .21). Don­ de quiera que existen grandes estratos sedimentarios, generalmente de areniscas o calizas, o coladas de lava que reposen sobre débiles formaciones de arcilías y es­ quistos, tienden a originarse abruptos acantilados por efecto de la erosión. Como la roca débil se erosiona en la base del acantilado, la cobertera queda socavada. Cuando se alcanza el punto de fractura, se rompe el enorme bloque y se desliza hacia atrás a lo largo de un plano curvo de deslizamiento. Los bloques de un corrimiento pueden tener hasta 2 o 3 km de longitud y 150 m de espesor. Un bloque aislado aparece como una cresta situada en la base del acantilado. Entre el bloque caído y el acantilado puede originarse una depresión cerrada o la cuenca de un lago. Los corrimientos de grandes masas rocosas raramente constituyen una amenaza para la vida humana debido a la lentitud del movimiento y al escaso desplazamiento. La importancia de los corrimientos, tanto en la roca madre como en la regolita, se centra en la destrucción de las estructuras hechas por el Hombre, tales como edificios y

275

autopistas. Si una casa está situada sobre la parte superior de una zona en la que se producen corrimientos, puede ser seccionada. Debido a que los corrimientos de tierras son difíciles de estabilizar, la única solución posible es el abandono de la propiedad. Los grandes bloques del corri­ miento localizados a lo largo de la base de un acantilado pueden ser identificados y eludidos a la hora de construir carreteras, embalses o fábricas. Aunque el bloque de corrimiento puede parecer estabilizado e inmóvil, la excavación del material en la base del bloque puede conducir a la reactivación del corrimiento. El reconoci­ miento de antiguos desprendimientos y corrimientos de tierras es un importante aspecto para la protección me-

dio-ambiental, ya que importantes pérdidas económicas futuras pueden ser evitadas a través de una adecuada planificación en los proyectos de ingeniería.

A spectos geomoifológicos de la tundra ártica

El paisaje sin árboles de la tundra ártica muestra muchos de los efectos de la meteorización y destrucción de ver­ tientes bajo un régimen de importante acción del hielo, en el cual toda el agua del suelo permanece congelada durante un invierno de muchos meses de duración, que es interrumpido por una corta estación veraniega en la

OCÉANO PAC{F/CO 1 80'

Sección A: Alas ka, long. 150' W

Sección B: Asia. long 120' E Secciones transversales esquemáticas del permafrost

-

Zona activa

lm

Permafrost discontinuo

Cl

Permafrost continuo

[\l!!U\'.l

Permafrost esporádico

276

FIGURA 15.22.

Distribución del permafrost en el

hemisferio norte y secciones representativas del mismo en Alaska y Asia. (Según Robert F . Black, "Permafrost" capítu lo 14 de P.D. Trask, Applied Sedimentation. Copyright 1950 por John Wiley and Sons.)

La destrucción de las vertientes

FIGURA 15.23.

Polígonos de piedras cerca de Thule, Groenlandia (A.E. Corte, Geology Department, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca, Argentina.)

que se produce el deshielo de la superficie. La saturación del suelo en esta época lo hace sensible a la erosión de las masas, mientras la congelación del agua del suelo ejerce una fuerte influencia mecánica sobre la capa su­ perficial.

Permafrost ártico El suelo permanentemente helado, o permafrost, se ex­ tiende sobre la región de la tundra y una extensa área del clima de bosque boreal. La zona superficial de deshielo estacional, denominada zona activa, oscila entre los 0,6 y 4 m de profundidad, dependiendo de la latitud y de la naturaleza del suelo. La distribución del permafrost en el hemisferio Norte se muestra en la figura 15.22. Se distin­ guen tres zonas. El permafrost continuo, que se extiende sin interrupción bajo todos los rasgos topográficos de la superficie, coincide bastante aproximadamente con el clima de tundra, pero también incluye una gran parte del clima subártico en Siberia. El permafrost discontinuo, en manchas separadas por zonas libres de hielo bajo ríos y lagos, ocupa gran parte del clima subártico en América del Norte y Eurasia. El permafrost se presenta esporádica­ mente en pequeñas zonas, más allá de los límites meri­ dionales del clima subártico. La profundidad del permafrost alcanza de 300 a 450 m en la zona continua, cerca de los 70' lat. N. Gran parte del permafrost es una herencia del último período glacial aunque algunas zonas pueden estar formándose con las condiciones climáticas actuales.

FIGURA 15.24. Polígonos de cuñas de hielo en un limo de grano fino, cerca de Barrow, Alaska. Las áreas oscuras sin polígonos son lagos. En el centro se aprecian los meandros del río. ( R . K. Haugen, U . S . Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory. )

-cantos y guijarros- se muevan horizontalmente, sepa­ rándose de las partículas más finas. Este tipo de separa­ ción produce ordenamientos en forma de aro de los fragmentos más gruesos. Unidos con los aros adyacentes, se forma una red de polígonos de piedras (también deno­ minados "aros de piedras") (figura 15.23). En los aluviones de textura fina, tales como los forma­ dos en las riberas de los ríos y en las llanuras deltaicas en el medio ambiente ártico, el hielo se ha acumulado en

Características de la zona activa superficial En áreas de regolita de grano grueso formadas por partí­ culas rocosas de diferentes tamaños, el ciclo anual de hielo y deshielo hace que los fragmentos más gruesos

Aspectos geomoifológicos de la tundra ártica

FIGURA 15.25. Esta orilla fluvial vertical cerca de Livengood, Alaska, en la región de clima subártico, muestra una cuña de hielo en forma de V rodeada de estratos arenosos de aluvión. (T.L. Péwé, U . S . Geological Survey.)

277

pertenecen a los denominados suelos poligonales. Estos elementos también aparecen en la zona de tundra alpina de las altas montañas. Otra formación del hielo importan­ te de la tundra ártica, un montículo de forma cónica, es el pingo (figura 15.26). El pingo tiene un núcleo central de hielo y crece al aumentar el hielo, forzando a los sedi­ mentos a ascender. En los casos extremos alcanzan una altura de 50 m y un diámetro basal de unos 600 m. Una variedad especial del deslizamiento de tierras, característica de las regiones árticas es la solijluxión (de latín, "suelo"y "fluir"). Se produce a comienzos del vera­ no, cuando se deshielan los primeros decímetros de sue­ lo. En esta época el suelo está empapado en agua, ya que ésta no puede filtrarse hacia abajo debido a la impermea­ bilidad de la capa helada. Deslizándose casi impercepti­ blemente, este suelo empapado forma terrazas y lóbulos que dan a la montaña un aspecto escalonado (figu­ ra 15.27).

Problemas medio-ambientales del permafrost FIGURA 15.2 6.

Un gran pingo aislado en la llanura costera

ártica de Alaska, unos 32 km al sur de la Bahía de Prudhoe. Se aprecia el suelo poligonal y los lagos cubiertos de hielo. También se observan los rastros de los vehículos utilizados en estudios petrolíferos . ( Steve McCutcheon, Alaska Pictorial Service . )

forma de cuñas verticales en profundas grietas del sedi­ mento. Estas cuñas de hielo están interconectadas en un sistema de polígonos denominados polígonos de cuñas de hielo (figura 15.24). Se cree que las cuñas de hielo se han formado por la contracción de las grietas formadas durante el frío extremo del .invierno. Durante la fusión primaveral, el agua penetra en las grietas y se congela. El repetido agrietamiento y la adición de nuevo hielo hace que la cuña de hielo alcance un espesor de hasta 3 m y una profundidad de 30 m (figura 15.25). Tanto los polí­ gonos de piedras como los polígonos de cuñas de hielo

Los cambios superficiales producidos por la acción del Hombre han producido la degradación de las regiones del permafrost. Las consecuencias indeseables se relacio­ nan generalmente con la destrucción de la cubierta su­ perficial, que suele estar formada por humus o turba, en combinación con especies vegetales de la tundra o bos­ que ártico. Cuando esta capa es erosionada, el deshielo veraniego se extiende hasta grandes profundidades, con el resultado de la fusión de las cuñas de hielo y otras formaciones. Esta actividad se denomina erosión termal. El agua se mezcla con el silt y la arcilla, produciendo barro que es arrastrado por las corrientes de agua, con evidentes resultados destructivos (figura 15 .28). Las consecuencias de la alteración de los terrenos de permafrost se hizo evidente en la Segunda Guerra Mun­ dial, cuando se construyeron bases militares, aeropuertos

FIGURA 15.27.

Lóbulos de solifluxión cubren esta ladera de una montaña de Alaska en la región de la tundra. ( U . S .

FIGURA 15.28. Después de la estación del deshielo, esta corriente que atraviesa el bosque ártico de Alaska ha sufrido la erosión termal y fluvial. (R.K. Haugen. U . S . Army Cold Regions

Geological Survey.)

Research and Engineering Laboratory.)

278

La destrucción de las vertientes

y carreteras sin tener en cuenta el mantenimiento de la superficie natural de protección. En casos extremos, las áreas erosionadas se convirtieron en depresiones llenas de barro e incluso en pequeñ.os lagos, que se extienden progresivamente con los sucesivos deshielos, sumergien­ do algunos edificios cercanos. Las construcciones de in­ geniería tienen ahora en cuenta este aspecto, elevando los edificios sobre columnas con un espacio de aire por debajo, o por la deposición de una gruesa capa de grava. Los conductos de agua caliente se colocan sobre el nivel del suelo para evitar la fusión del permafrost. Otro importante problema de ingeniería de las regio­ nes árticas es el producido por las características de los ríos en invierno. Como la superficie de los ríos y manan­ tiales se congela, el agua que fluye por debajo se desbor­ da, congelándose· en enormes acumulaciones de hielo. Las carreteras se hacen entonces intransitables. Las enseñ.anzas de la superposición de la tecnología del Hombre en un medio natural sensible han sido muy duras -con efectos costosos que no fueron previstos con anterioridad. El riesgo de destrucción medio-ambiental persistirá si el petróleo continúa fluyendo por el oleo­ ducto Trans-Alaska. Este conducto transporta el petróleo caliente desde las costas del norte de Alaska hasta el puerto de Valdez, en la costa sur. Los efectos de este oleoducto en el permafrost y en otros elementos del medio ambiente han sido fu ertemente debatidos y son objeto de una importante investigación. Existe la posibi­ lidad de dañ.ar el ecosistema si se produce alguna fuga en el oleoducto. Su efecto como barrera para la emigración de los animales ya ha sido demostrada. El Hombre como agente geomoifológico

El Hombre y su moderna sociedad tecnológica es un importante agente geomorfológico, ya que interviene en la formación de nuevos paisajes. Estos paisajes son el resultado del transporte de uno a otro lugar de enormes masas de suelo, regolita y roca madre con dos propósitos básicos: ( 1 ) la extracción de recursos minerales; y (2) la reorganización del terreno en configuraciones adecuadas para la construcción de carreteras, aeropuertos, edificios,

Revisión de la meteorización y destrucción de vertientes

embalses, canales y otras estructuras. Ambas actividades incluyen el traslado de materiales, destruyendo los eco­ sistemas preexistentes y los hábitats de animales y plan­ tas. La concentración de estos materi lies en otros lugares es un proceso que también destruye, por enterramiento, los ecosistemas y hábitats preexistentes. Escarificación es el término general que representa el impacto medio-ambiental de las excavaciones producidas para la extracción de minerales. La escarificación incluye la acumulación de los deshechos minerales en lugares cercanos. Entre las formas producidas por la escarifica­ ción se encuentran las minas a cielo abierto (figura 18.1 1 y 18.12), canteras, excavaciones para l a construcción de carreteras, las minas de arena, grava, arcilla, fosfatos y los depósitos de grava procedentes de los dragados de los ríos. Se está produciendo un desarrollo de la escarificación debido al aumento de la demanda de carbón para las necesidades energéticas, así como al aumento del consu­ mo de ciertos minerales necesarios para la industria '/ la construcción. Al mismo tiempo, el agotamiento de las minas más ricas y más fácilmente accesibles, ha provoca­ do la explotación de depósitos cada vez más pobres y menos accesibles; el resultado de ello es el aumento de la escarificación. Revisión de la meteorización y destnu:ción de vertientes

En este capítulo hemos comparado los procesos natura­ les de destrucción de las superficies continentales con los cambios de similar naturaleza inducidos por el Hom­ bre. Mientras los procesos de meteorización son general­ mente muy lentos, y son visibles sólo después de varios siglos de actuación, los procesos naturales de destruc­ ción de vertientes incluyen sucesos catastróficos. En rea­ lidad, los grandes deslizamientos de tierras quedan em­ pequeñ.ecidos al lado de los movimientos de tierras realizados por el Hombre en el mismo tiempo. El Hom­ bre trabaja constantemente con enormes cantidades de energía y los dañ.os medio-ambientales con�inúan au­ mentando libremente.

279

CAPÍTULO

16

Morfología debida a las aguas corrientes

La geomorfología se ocupa de la acción de los agentes modeladores que erosionan, transportan y depositan ma­ terias minerales y orgánicas. Los cuatro agentes son: ( 1 ) sistemas de aguas corrientes en la superficie y bajo el suelo; (2) olas y corrientes en los océanos y lagos; (3) hielo glacial , moviéndose lentamente en grandes masas; y ( 4) viento, soplando sobre el suelo. De los cuatro agentes, tres son formas del agua. En consecuencia, la hidrología es inseparable de la geomor­ fología. Puede decirse que la hidrología se ocupa de "adonde va el agua" y la geomorfología de "qué hace el agua''. La hidrología trata del ciclo hidrológico para cal­ cular el balance del agua y medir su flujo en todos los puntos del ciclo (capítulo 1 1 ) . La geomorfología se ocu­ pa del trabajo geológico realizado por las aguas en movi­ miento sobre la superficie de la tierra. Hemos utilizado e l término denudación para indicar la acción d e todos los procesos por los que las rocas de los continentes son desgastadas y los sedimentos resultantes son transporta­ dos hasta el mar. Por lo tanto, la denudación es el desgas­ te global de la superficie de la tierra; tiende a reducir los continentes hasta el nivel del mar y a través de la acción de las olas a convertirla en superficies submarinas. Si la denudación no hubiera sido repetidamente contrarresta­ da por levantamientos de la corteza a lo largo de los tiempos geológicos, todos los medios terrestres habrían sido eliminados. Si miramos hacia atrás a través del tiempo geológico observaremos que todos los medios de vida terrestres han estado en constante cambio, al igual que las plantas y animales han sufrido su desarrollo evolutivo. Los diversos procesos de denudación han producido, mantenido y alterado una gran variedad de relieves, que han constitui­ do los hábitats para el desarrollo de las formas de vida. Por otro lado, las formas de vida se han adaptado a estos hábitats y se han diversificado hasta igualar la diversidad de los propios relieves. Los sistemas geomorfológicos e hidrológicos han estado sometidos a modificaciones ex­ traordinarias· por la acción del Hombre. La agricultura ha alterado durante siglos las características superficiales de áreas de tamafio subcontinental. También ha modificado

280

la acc1on de las aguas corrientes y el balance hídrico, además de haber cambiado radicalmente el carácter del suelo. Sin embargo, la acción de la urbanización ha sido aún mayor, alterando intensamente los procesos hidroló­ gicos. Actividades como la minería, construcción de ca­ rreteras, embalses y canales no sólo han transformado los procesos hidrológicos, sino que pueden destruir por completo el relieve de una zona determinada. De los cuatro agentes modeladores del relieve , solamente los glaciares han resistido los cambios impuestos por el Hombre. Invariablemente, los intentos del Hombre por contro­ lar la acción de las aguas corrientes y de las olas y corrientes produce efectos impredecibles y no deseados, algunos de los cuales son de carácter ecológico y otros son físicos. Una importante razón para el estudio de los agentes modeladores es la predicción de las consecuen­ cias de las acciones del Hombre, así como la planifica­ ción del desarrollo del medio ambiente.

Procesos fluviales y tipos de relieve Los relieves modelados por la acción de las aguas co­ rrientes se denominan relieves fluviales para distinguir­ los de los relieves originados por los otros agentes mode­ ladores -hielo glaciar, olas y viento-. Los relieves fluvia­ les están modelados por los procesos fluviales, que comprenden tanto las aguas superficiales (aguas de esco­ rrentía) como la acción de los ríos. La meteorización y ciertas formas de la destrucción de vertientes, como la reptación, están estrechamente relacionadas con las aguas de escorrentía y no pueden ser separadas de los procesos fluviales. Los relieves y los procesos fluviales son los elementos dominantes en las superficies continentales en la actuali­ dad. A lo largo de la historia geológica, e l hielo de los glaciares ha estado localizado sólo en pequefias áreas, comparativamente hablando, de las zonas polares y de las altas montafias. Los relieves formados por la acción del viento ocupan sólo muy pequefias áreas de las superficies

Moifología tkbúia a las aguas corrientes

Bloques fragmentados por la acción del hielo en la cumbre del monte Snowy, Wyoming, a una altitud de

3.700 m. Esta extensión de fragmentos rocosos se denomina felsenmeer (manto de derrubios). (Arthur N. Strahler.)

El hielo puede provocar el ascenso de fragmentos del suelo. Una aguja de hielo, unida a un fragmento de roca, lo levanta cuando sus cristales crecen. Debajo aparece la cavidad en la que se formó el hielo. (Mark A. Melton.)

Descomposición de la roca máflca, para producir una espesa regolita. En cambio, los fragmentos de roca félsica están poco afectados. Montes de la Sangre de Cristo, Nuevo México. (Arthur N. Strahler.)

La desintegración granular del granito forma cavidades bajo la capa

superficial del barniz del desierto. Montañas de Sacaton, Arizona. (Mark A. Melton.)

Meteorización esferoidal en una roca máflca. Spanish Peaks, Colorado. (Orlo E. Childs.)

Bloques diaclasados de granito rosa, redondeados por la desintegración granular en un clima semiárido. Granite Dells, cerca de Prescott en Arizona. (Arthur N. Strahler.)

Procesos de meteorización

Lámina G.1

Meteorización cavernosa en acantilados de cenizas volcánicas consolidadas, Cañón de los Frijoles, Nuevo México. (Arthur N. Strahler.)

Arco rocoso doble formado por la meteorización de una capa de arenisca, Arches Natlonal Monument, Utah. (Arthur N. Strahler.)

El Castillo de Moctezuma, en el Valle Verde, Arlzona, es una vivienda india construida en los huecos originados por la meteorización de los estratos de limo de un antiguo depósito lacustre. (Donald L. Babenroth.)

Valle de Yosemite en California. Un gran domo de exfoliación con grandes hojas de granito (estructura de !ajamiento). (Orlo E. Childs.)

La White House Ruin, una antigua vivienda india, ocupa un

gran hueco en la arenisca de la pared del Cañón de Chelly en Arlzona. (Mark A. Melton.)

Lámina G.2

Formas producidas por la meteorización

La caliza muestra una meteorización cavernosa por efecto de

la disolución. Estos bloques fueron extraídos de la regollta de arcilla rojiza que los encerraba por una excavadora. (Arthur N. Strahler.)

Cavidades producidas por la acción del ácido carbónico sobre la caliza. Everglades Natlonal Park, Florida. (Arthur N. Strahler.)

Este gran sumidero en la caliza, cubierto de sudo, ha sido utilizado como un pequedo campo de maíz, cerca de Hilton en Virginia. (Arthur N. Strahler.)

Depósitos de travertlno ·estalactitas y estalagmitas- en las cavernas de Carlsbad, Nuevo México. (Orlo E. Childs.)

Sumidero de la Meseta de Kaibab en Arizona. La arcilla impide el drenaje del agua, permitiendo la formación de una charca. (Arthur N. Strahler.)

Depósitos de travertlno, Howe's Cavern, Nueva York. Las estalactitas cuelgan de las diaclasas existentes en la roca del techo. (Orlo E. Childs.)

Disolución de la caliza y cavernas

Lámina G.3

Conos de derrubios formados por bloques angulares de cuarcita, construidos junto a la abrupta pared frontal de un circo glacial. Cordillera de Snowy, Wyoming. (Arthur N. Strahler.)

Pequeño desprendimiento de tierras originado en el tlll glacial saturado, en Vermont, durante las fuertes lluvias de verano. (Orlo E. Childs.) Esta colada de barro procedente de un abrupto cañ.ón cubrió una carretera cerca de Farmington, Utah. Gran cantidad de cantos fueron arrastrados por el barro. (Orlo E. Childs.)

Este gran deslizamiento de tierras ocurrido en 1925 en el cañ.ón del río Gros Ventre, bloqueó el río, originando la formación de un lago. La masa de .materiales descendió desde una altura de 600 m. (Orlo E. Childs.)

(Derecha)

(Izquierda)

Parte superior de un

deslizamiento costero provocado por un terremoto en San Pedro, California. Grandes bloques se hundieron a diferentes niveles, desplazando la carretera. (Ned L. Regleln.)

Un enorme deslizamiento

prehistórico cubre el suelo en Pavilion, Columbia Británica. (Mark A. Melton.)

Lámina G.4

La destrucción de las vertientes

Cascadas en el río Yellowstone, Parque Nacional de Yellowstone, Wyoming. La garganta está excavada en rocas volcánicas, coloreadas por la alteración mineral producida por el ascenso de soluciones hidrotermales. (Orlo E. Chllds.)

(Abajo)

Las Cataratas

Americanas de las Cataratas del Niágara, Nueva York. Una gran masa de calizas están situadas en la base de las cataratas. (Orlo E. Chllds.)

Marmitas de gigante en el granito, Sand Creek, Wyoming. (Arthur N. Strahler.)

(Abajo)

El Gran Cañón del Colorado en Toroweap,

Arizona. Esta vista está tomada hacia el oeste, río abajo. Las lavas basálticas han sido arrancadas de las paredes del cañón a la derecha; a la izquierda puede observarse un cono de cenizas. La estrecha garganta se encuentra a 900 m por debajo de este punto. (Donald R. Babenroth.)

Gargantas y cascadas

Lámina H.1

En esta vista vertical de la garganta del río Salado, Arlzona, las aguas turbias de un pequeílo afluente contrastan con las aguas clar'!-S de la corriente principal. (Mark A. Melton.)

Áreas Irrigadas en el lecho de Inundación (derecha) y una baja terraza aluvial (Izquierda) bordean un pequeílo río procedente de la fusión de la nieve en las montadas, cerca de Greybull, Montana. (Arthur N. Strahler.)

Cantos redondeados de roca volcánica cubren el lecho de esta corriente de agua efímera en el desierto de Arlzona. (Arthur N. Strahler.) Estos profundos barrancos han excavado esta zona de pastos situada cerca de Shawnee, Oklahoma. Las

terrazas y los diques de· contención han detenido el creclmJ.ento de los barrancos. (Mark A. Melton).

Lámina H.2

El cauce de los rios

Fragmento de un lago oxbow en una sección abandonada del río Mlsslsslppl, cerca de Mouod Bayou, en Loulslaoa. El suelo de diferentes colores en el área cultivada revela una topografía de barras y depresiones. (Arthur N. Strahler.)

Imagen del Laodsat de la cuenca del Yazoo, al norte de Vlcksburg, Mlsslsslppl, tomada en agosto de 1973. El azul representa superficies acuosas, tales como el río Misslsslppl (izquierda) y restos de la grao riada de marzo-abril de 1973 (F). Los lagos oxbow (O) aparecen como medias lunas de color azul oscuro. Las áreas de bosque aparecen en rojo en las áreas pantanosas (S) del lecho de Inundación. Los escarpes orientales (B) del lecho de Inundación están repre!ientados por una linea, con bosques en el loess (L) de la parte superior. El río Yazoo discurre por el borde este del lecho de Inundación. Las acumulaciones de arena del río Mlsslsslppl aparecen en blanco. Las otras manchas blancas son campos cultivados, con una Importante parte de suelo desnudo. Las carreteras y vías de ferrocarril son las finas lineas blancas. (NASA) o. AS9-26A-3741.

Muros de contención naturales cultivados (derecha) y depresiones Interiores cubiertas de bosque (al fondo) en el río Misslsslppl, al sur de Nueva Orleaos, Loulslaoa. Un muro de contención artificial encierra el cauce del río. (Orlo E. Chllds.)

O - lago oxbow S - pantano B - farallón V - Vlcksburg Y - río Yazoo

El río Mlsslssippi

Lámina H.3

Este árido paisaje desértico, cerca del Valle de la Muerte, California, está dominado por barrancos en forma de V, con afiladas divisorias, excavados por las aguas corrientes. (Mark A. Melton.) En esta llanura de erosión, el sustrato rocoso está en algunos lugares al descubierto, al haber sido excavado un antiguo esquisto. Fragmentos de este esquisto forman un pavimento desértico. Cabeza Prieta, Arizona. (Mark A. Melton.)

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-�-(Izquierda) Una rápida corriente llena un cauce desértico con aguas turbias. Una lejana tormenta produce esta corriente. Meseta de Coconino, Arizona. (Arthur N. Strahler.)



---

·.

Los badlands originados en formaciones de arcillas blandas ganan terreno en aquellos lugares en los que no hay cubierta vegetal. Formación Mancos, región de las montañas Henry, Utah. (Alan H. Strahler.)

En esta vista aérea de las Montañas Harquehala, Arizona, la llanura asciende hacia las montañas laterales a partir de la zona central de aluvión. (Mark A. Melton.)

Grandes conos aluviales se extienden por el suelo del Valle de la Muerte, California. (Mark A. Melton.)

Lámina H.4

Procesos fluviales desérticos

Pico

FIGURA 16.1. Relieves de erosión y sedimentación. (Dibujado por A.N. Strahler.)

continentales, y los relieves modelados por la acción de las olas y corrientes se reducen a una estrecha zona de contacto entre los océanos y los continentes. En términos de la superficie global, los relieves fluviales son los do­ minantes en el medio de la vida terrestre y constituyen además la mayor fuente de recursos alimentarios para el Hombre, obtenidos a través de la agricultura. Casi todas las tierras cultivadas han sido modeladas por los procesos fluviales. Los procesos fluviales realizan las actividades geológi­ cas de erosión, transporte y deposición. Como conse­ cuencia de ello, existen dos grandes grupos de relieves fluviales: relieves erosionales y relieves deposicionales (véase la figura 1 4 . 1 ) . Cuando una roca es erosionada por los agentes fluviales se forma un valle. Entre los valles hay crestas, colinas o montañas, que representan partes no desgastadas del macizo original. Todos estos relieves formados por denudación progresiva del sustrato rocoso se denominan relieves erosiona/es. Los fragmentos del suelo, regolita y roca madre arran­ cados son transportados por los diferentes agentes mode­ ladores y depositados en otro lugar para constituir formas topográficas completamente diferentes, los relieves depo­ sicionales. En la figura 1 6 . 1 se representan estos dos tipos de relieves. Los cañones, barrancos, picos y crestas son formas erosionales; el cono de deyección, constru· i do por fragmentos de roca depositados en la boca del barranco, es un relieve deposicional. La llanura de inundación es también un relieve deposicional.

acontecimientos naturales, originando un estado de ero­ sión acelerada, en el que el suelo es arrastrado a un ritmo mucho mayor que el de formación. Generalmente este hecho tiene lugar cuando varían las condiciones de la cobertura vegetal y el estado físico de la superficie del terreno. La destrucción de la vegetación para disponer de tierras para el cultivo, o los incendios forestales constitu­ yen el comienzo de una serie de cambios drásticos. No existe interceptación de la lluvia por el follaje, y desapa­ rece la protección que significaba la cobertura de ramas y hojas caídas. En consecuencia, la lluvia cae directamente sobre el suelo mineral. La fuerza de una gota de lluvia (figura 1 6 . 2 ) origina una salpicadura en forma de géiser que levanta las partí­ culas del suelo y las deja caer en nuevas posici0nes, dando lugar al proceso denominado erosión por salpica­ dura. Se estima que una tormenta violenta puede llegar a cambiar de sitio unas 2 2 5 toneladas de suelo por hectá­ rea. En la superficie de una vertiente, la erosión por salpicadura tiende a transportar el suelo hacia niveles inferiores. Un efecto aún más importante es el de dismi­ nuir la capacidad de infiltración del suelo, debido a que las aberturas naturales de éste quedan taponadas por las partículas movidas por la salpicadura de las gotas de l luvi a . La reducción de la infiltración permite que se origine una cantidad mucho más elevada de agua de escorrentía a partir de una lluvia de intensidad y duración

Erosión normal y acelerada La acción fluvial comienza en las tierras de las cuencas hidrográficas. El agua de escorrentía, al ejercer una fuer­ za de arrastre sobre la superficie del suelo, arranca partí­ ct.ilas de materia mineral cuyo tamaño va desde la fina arcilla hasta la arena gruesa o grava, dependiendo de la velocidad de la corriente y del grado en que las partículas estén unidas por las raíces de las plantas, o mantenidas bajo un manto de hojas caídas. Unida a esta materia sólida se encuentra la materia mineral disuelta en forma de iones producidos por las reacciones ácidas o por disolución directa. Esta lenta remoción del suelo forma parte del proceso geológico de denudación de las masas continentales, que es universal e inevitable. Bajo condi­ ciones naturales estables, la erosión en los climas húme­ dos es lo suficientemente lenta para que se forme y mantenga un suelo con distintos horizontes, que permite el desarrollo de las plantas. Los edafólogos denominan a este estado de actividad modelo geológico. En contraste, la erosión del suelo puede ser enorme­ mente acelerada por la actividad del Hombre o por raros

Erosión normal y acelerada

FIGURA 16.2. Una gruesa gota de lluvia (arriba) sobre la superficie húmeda del suelo, originando un cráter en miniatura (abajo) . Los granos de arena y de arcilla son impulsados al aire, removiéndose la superficie del suelo. (Fotografía oficial de la Marina de los Estados Unidos.)

281

dadas. El aumento del agua de escorrentía origina la intensificación de la remoción del suelo. Otro efecto de la destrucción de la vegetación es que se reduce en gran manera la resistencia que la superficie del suelo presenta a la erosión ocasionada por la arroya­ da. En una vertiente cubierta por hierba, incluso una gran arroyada origina poca erosión, ya que la energía del agua en movimiento disminuye con la fricción contra los tallos de las plantas, que son duros y elásticos. En una vertiente con bosque espeso una gran cantidad de pequeños di­ ques formados por hojas, ramas, raíces y troncos de árbo­ les caídos detienen la fuerza de la arroyada. Sin esta cubierta vegetal la fuerza de la erosión se aplicaría direc­ tamente sobre la desnuda superficie del suelo, desalojan­ do fácilmente a los granos de su sitio y empujándolos vertiente abajo.

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La utilización de la superficie de la tierra para la agricul­ tura tiene un profundo efecto sobre la infiltración de la precipitación en el suelo. Podemos imaginarnos la super­ ficie del suelo como un fino tamiz que recibe la lluvia con una determinada intensidad, y transmite el agua ha­ cia abajo en una proporción determinada (véase la figu­ ra 11.10). La intensidad de la lluvia se señala general­ mente en cortos períodos, por ejemplo, cm por 10 minutos o cm/hora. La infiltración se mide también en unidades de profundidad por unidad de tiempo. Cuando Ja intensidad de la precipitación excede a Ja infiltración, el exceso de agua se desliza por la superficie en forma de arroyada, que también se mide en unidades de intensi­ dad, como Ja profundidad del agua por unidad de tiem­ po. De esta forma, podemos aplicar la siguiente ecua­ ción: P - I=R0 P es Ja intensidad de la precipitación donde 1 es Ja infiltración R0 es Ja escorrentía y

FIGURA 16.3.

En esta ecuación todas las medidas se realizan en cm/hora. Se supone que la evaporación es cero durante el período que dura Ja lluvia. Obviamente el ritmo de infiltración será igual al de precipitación hasta que se alcance el límite de Ja infiltración, es decir, Ja capacidad de infiltración. Hay que sefialar un aspecto importante acerca de los suelos. Su capacidad de infiltración es generalmente más elevada al comenzar la lluvia si ésta llega después de una temporada seca, pero desciende rápidamente al conti­ nuar Ja precipitación que va empapando e l suelo. Des­ pués de dos o tres horas la capacidad de infiltración se convierte en un valor casi constante. En la figura 16.3 aparece este cambio en Ja capacidad de infiltración con relación al tiempo. E n el primer cuarto de hora la capaci­ dad es muy elevada, pero después la curva desciende rápidamente. La razón de este hecho es que las grandes aberturas existentes en el suelo permiten el paso rápido del agua al principio del proceso, pero tienden a obs­ truirse por partículas arrastradas desde arriba, o tienden a taponarse a medida que las arcillas coloidales absorben agua y aumentan de volumen. Según esto, podemos fácil­ mente deducir que un suelo arenoso con poca arcilla o carente de ella no sufrirá un descenso tan acusado de su capacidad de infiltración, sino que continuará permitien­ do indefinidamente el paso del agua en proporción con-

siderable. Por el contrario, el suelo rico en arcilla es rápidamente obturado hasta el punto de permitir sola­ mente una infiltración muy lenta. Este principio puede apreciarse en el gráfico de la figura 16.3 A que muestra las curvas de infiltración de dos suelos, uno arenoso y otro rico en arcilla. De esto también se deduce que en un suelo arenoso puede infiltrarse hasta una l l uvia torrencial y continuada sin que se produzca ningún tipo de esco­ rrentía, mientras que en el suelo arcilloso gran parte del agua de l l uvia debe eliminarse por escorrentía. Algunas formas de la alteración de 1os suelos produci­ das por el Hombre tienden a disminuir la capacidad de infiltración y a incrementar Ja cantidad de escorrentía. Las pisadas del ganado pueden convertir un suelo poroso en una densa capa dura (figura 16.3B). El cultivo tiende a dejar expuesto el suelo, de modo que el choque de ias gotas de l l uvia cierra rápidamente sus poros (figura 16.3C). Los incendios, al destruir la vegetación protecto­ ra y el manto vegetal, también exponen el suelo al gol ­ peo d e la lluvia, y causan la reducción d e la capacidad de infiltración. No es de extrafiar, pues, que el Hombre haya cambiado radicalmente, con sus trabajos agrícolas y gana-

282

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Las cantidades de infiltración varían acentuadamente según sea la textura del suelo y a lo que esté destinado el terreno. (Datos de Sherman y Musgrave; Foster.)

Moifología debida a las aguas corrientes

deros, las proporciones originales de infiltración y escorrentía. Como resultado de la reducción de la infiltración, se han producido serios daños debidos a la erosión.

Utilización de la tierra y producción sedimentaria Podemos obtener una buena apreciac10n del contraste entre la erosión normal y la acelerada a través de la comparación de la cantidad de sedimentos derivados de las superficies cultivadas con los derivados de las superfi­ cies naturales, en una región en la que el clima, suelo y topografía sean bastante uniformes. Producción sedimen­ taria es e l término técnico empleado para designar la cantidad de sedimentos removidos por las aguas de esco­ rrF:ntía por unidad· de superficie del suelo en una deter­ minada unidad de tiempo. La producción sedimentaria se mide en toneladas métricas por hectárea o en toneladas por acre. La figura 1 6 . 4 proporciona los datos de la producción sedimentaria media anual así como de la escorrentía, en varios tipos de superficies en la zona norte del Mississip­ pi. Hay que destacar que ambos valores disminuyen al aumentar la efectividad de la cubierta vegetal protectora. La producción sedimentaria en las tierras cultivadas es diez veces mayor que en las tierras de pastos, y casi mil veces mayor que en una plantación de pinos. Las tierras reforestadas tienen una producción sedimentaria que re­ presenta el modelo geológico de erosión normal para esta región, y es aproximadamente igual a la de los bosques de maderas duras en los que no ha existido el cultivo. La distinción entre erosión normal y acelerada se aplica a regiones en las que existe un exceso en el balance hídrico a lo largo del año . En un clima semiárido de latitudes medias, con sequía en verano, la vegetación natural consiste en una pradera herbácea. A pesar de su escasez y pobreza, la cubierta vegetal es lo suficiente­ mente fuerte para mantener el modelo geológico. Sin embargo, en estos medios semiáridos el equilibrio natu. ­ ral puede ser alterado con facilidad. La destrucción de la cubierta vegetal por los incendios o por la alimentación de los rebaños puede provocar una rápida erosión. Estos medios sensibles precisan una utilización muy cuidadosa debido a que pierden la posibilidad de recuperarse rápi­ damente una vez que ha comenzado la erosión acelerada. La erosión acelerada es en realidad un proceso geoló-

Utilización del suelo o cubierta vegetal

Escorrentía media anual: cm/año

FIGURA 16.5. Los badlands, como éstos del Petrified Forest National Monument, Arizona, se asemejan a una topografía montañosa en miniatura sobre formaciones de arcilla desnudas. (B. Mears, Jr.)

gico natural que se produce en ciertas localizaciones favorables a ello, en las tierras áridas y semiáridas, toman­ do la forma de badlands. Un área bien conocida de badlands son los Big Badlands en Dakota, situados a lo largo del río White. Los badlands se forman en terrenos arcillosos sometidos a una rápida erosión por las aguas de escorrentía. La erosión es demasiado fuerte para per­ mitir el crecimiento de las plantas o la formación de suelo. Se forma entonces un laberinto de canales, con paredes verticales (figura 1 6 . 5 ) . Los badlands han existi­ do siempre, en un lugar u otro, a lo largo de los tiempos geológicos.

Formas de erosión acelerada En las regiones húmedas que tienen un exceso conside­ rable de agua y que presentan una intensa cobertura

Producción sedimentaria media anual: toneladas métricas/hectárea

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FIGURA 16.4. Este diagrama de barras muestra que tanto las aguas de escorrentía como la producción sedimentaria son mucho mayores en las tierras abiertas que en las boscosas. Las tierras cultivadas tienen una enorme producción sedimentaria, si se las compara con las otras áreas. (Datos de S.]. Ursic, 1 965, Departamento de Agricultura.)

Formas de erosión acelerada

283

FIGURA 16.6.

Arroyada en surcos en una pendiente árida. (Soil Conservation Service.)

vegetal , Ja erosión acelerada del suelo se produce cuan­ do el Hombre elimina esta cobertura y elimina las tierras áridas por el cultivo anual . Con las máquinas que destru­ yen las plantas y el suelo, el Hombre ha vencido a las fuerzas de la naturaleza en grandes extensiones de terre· no. Ahora consideraremos las consecuencias de tales acti· vidades. Cuando una parcela de terreno se limpia de bosque y se ara para cultivarla, la erosión es poco intensa hasta que la acción de la salpicadura de la lluvia destruye los agre· gados del suelo y tapona sus aberturas mayores. Entonces el agua de arroyada comienza a remover el suelo en capas finas y bastante uniformes en un proceso denominado erosión laminar. Debido a los cultivos estacionales, los efectos de la erosión laminar son a menudo poco adverti­ dos hasta que los horizontes superiores del suelo son eliminados o quedan muy adelgazados. Al alcanzar la base de la vertiente, donde el ángulo de la superficie se reduce rápidamente hasta encontrar el fondo del valle, las partículas del suelo tienden a acumularse en un lecho que se va espesando progresivamente, denominado man­ to coluvial. Este depósito sedimentario tiene también una disposición lar,linar y puede ser poco apreciado, excepto en los lugares donde va enterrando lentamente a los postes de los valles y a los troncos de Jos árboles. El material que sigue siendo transportado por la arroya· da hasta alcanzar Ja corriente de agua que se halla en el

fondo del valle es entonces llevado río abajo y se puede acumular en Ja base del citado valle formando un manto aluvial, denominación que se aplica generalmente a to­ dos los depósitos fluviales, y que están compuestos por grava, arena, limo o arcilla. La deposición de los aluvio­ nes origina una fértil l lanura que cubre las capas arenosas del suelo. Esta forma de sedimentación puede obstruir los lechos de pequeñas corrientes de agua produciendo inundaciones. Donde las vertientes son muy abruptas, la escorrentía produce una actividad más intensa, originándose la ero­ sión en surcos, que se caracteriza por la formación de innumerables acanaladuras en el suelo y la regolita (figu­ ra 16.6) . Si estos surcos no se destruyen al cultivar el suelo, pueden transformarse en grandes depresiones de­ nominadas barrancos. Los barrancos son canales seme­ jantes a cañones de escarpadas paredes, cuyas cabeceras se van desarrollando progresivamente vertiente arriba (fi. gura 1 6 . 7 y Lámina H . 2 ) . Finalmente, de la erosión acele­ rada del suelo a Ja que no se ha puesto impedimento puede resultar una escabrosa topografía semejante a la de los climas áridos. El suelo natural con horizontes bien desarrollados es una fuente de riqueza no renovable. El período de forma­ ción del suelo es extraordinariamente lento en compara· ción con su destrucción, una vez comenzado el proceso de erosión acelerada. La erosión del suelo como desastre

FIGURA 16.7.

Este tipo de barranco, producido al erosionarse profundamente los materiales del manto, era típico de la región de Piedmont de Carolina del Sur y Georgia antes de que se aplicaran las medidas adecuadas para remediarlo. (Soil Conservation Service.)

284

Morfología tkbúl.a a las aguas corrientes

potencial para la degradación del medio ambiente fue objeto de análisis en las Naciones Unidas hace unas dé­ cadas. Las medidas desarrolladas por el Servicio de Conserva­ ción del Suelo se han mostrado efectivas en detener la erosión acelerada del suelo y permitir que la erosión vuelva a actuar a un ritmo lento que se aproxime al modelo geológico. Estas medidas incluyen la construc­ ción de terrazas para reducir el ángulo de la vertiente y e l trayecto d e la arroyada, la reposición permanente de densa cobertura vegetal que cubra las vertientes más abruptas, y el relleno de barrancos emplazando obstácu­ los en la base de los mismos.

El trabajo geológico de los ríos El trabajo geológico de los ríos consiste en tres activida­ des interrelacionadas: erosión, transporte y sedimenta­ ción. La erosión originada por la corriente es la progresi­ va remoción de material mineral del fondo y de las orillas del cauce, ya sea excavado éste en la regolita o en la roca madre. El transporte consiste en el movimiento de las partículas erosionadas mediante su arrastre por el fondo, suspensión en la masa de agua o disolución. La sedimen­ tación es la acumulación progresiva de las partículas transportadas sobre el lecho del río, sobre el lecho de inundación o en el fondo de una masa de agua no co­ rriente en la que desemboca un curso de agua. Natural­ mente, la erosión no puede ocurrir sin que exista algo de transporte, y las partículas transportadas han de acabar depositándose. Por lo tanto, la erosión, transporte y sedi­ mentación son sólo tres fases de la misma actividad.

Erosión fluvial Las corrientes fluviales erosionan de varias maneras, que dependen de la naturaleza de los materiales del cauce y de los materiales que arrastre la corriente. Por sí sola, la fuerza del agua en movimiento, chocando con el fondo y ejerciendo sobre él una acción de arrastre, puede erosio­ nar los materiales aluviales mal consolidados, tales como grava, arena y arcilla. Este proceso de erosión, denomina­ do acción hidráulica, es capaz de excavar enormes canti­ dades de materiales no consolidados en un corto p<;ríodo de tiempo (figura 16.8) . La excavación de las orillas origina grandes cantidades de aluviones que caen al río, donde las partículas son rápidamente separadas y pasan a

formar parte de la carga de la corriente. Este proceso, denominado excavación de las orillas, es una importante fuente de sedimentos en los períodos de crecida del río_ En aquellos lugares en los que las partículas de roca transportadas por la veloz corriente golpean contra las paredes del cauce, arrancan pedazos de roca. La rodadura de los guijarros y cantos sobre el lecho del río los macha­ ca y rompe en granos más pequeños, estableciendo una gran variedad de tamaños de granos. Este proceso de desgaste mecánico se conoce como abrasión, que es el principal medio de erosión en un lecho rocoso demasia­ do resistente a la simple acción hidráulica. Finalmente, los procesos químicos de meteorización de las rocas -reacciones ácidas y disoluciones- son efec­ tivos en la remoción de la roca del cauce del río y se conocen con el nombre de corrosión. Los efectos de la corrosión son muy acusados en la caliza, que desarrolla superficies redondeadas. Una forma interesante producida por la abrasión del río es el pi/ancón o marmita de gigante, oquedad cilín­ drica excavada en el lecho rocoso por una corriente rápida (figura 1 6.9 y Lámina H.l) . A menudo en el inte­ rior de las marmitas gigantes suelen encontrarse piedras esféricas que evidentemente son el instrumento con el que son talladas dichas cavidades. La corriente espiral del agua que tiene lugar en el interior del pilancón origina el movimiento de rotación de la piedra en la base de la oquedad, perforando así gradualmente la roca. La abra­ sión crea otras muchas formas, tales como cascadas, cavi­ dades en la base de ésta, etc., que dan gran variedad al cauce rocoso de los rápidos ríos de montaña.

El transporte fluvial La materia sólida transportada por una corriente se deno­ mina carga del río. Esta carga puede ser transportada de tres formas. La materia disuelta es transportada invisible­ mente en forma de iones químicos. Todas las corrientes llevan sales disueltas resultantes de la descomposición de las rocas. La arcilla y la arena fina son transportadas en suspensión, es decir, mantenidas por elementos ascen­ dentes del flujo en los turbulentos remolinos de la co­ rriente. La fracción de materia así transportada se deno­ mina carga en suspensión. La arena, la grava y los cantos se mueven como carga de fondo cerca de la base del cauce y se desplaza por rodadura, deslizamiento o saltos bajos ocasionales ( Lámina H . 2 ) . L a carga total transportada por l a corriente varía enor-

FIGURA 16.8.

Durante Ja crecida del río Big Thompson en 1 976, una corriente montañosa cerca de Denver, Colorado, excavó sus orillas arrastrando una gran masa de aluviones, socavando los cimientos de Ja casa de la izquierda y destruyendo por completo una carretera paralela a la corriente.

El transporte fluvial

285

FIGURA 16.9. Estos pilancones han sido excavados en granito en el cauce del río James, condado de Henrico, Virginia. (U.S. Geological Survey.)

memente en cantidad y en el tamaño de los fragmentos, ya que depende de la descarga y del nivel del río. En épocas de crecida, cuando se alcanzan velocidades de hasta 6 m por segundo o más, el agua se enturbia debido a la carga que lleva en suspensión. Grandes cantos roda­ dos pueden ser desplazados sobre el lecho si el gradiente del río es acusado.

Modificaciones del cauce con la crecida Tenemos tendencia a creer que un río crecido cambia en gran parte por el aumento de altura de la superficie del agua, que hace que se desborde de su cauce y ocupe el lecho de inundación adyacente. Debido a la turbidez del agua no podemos apreciar directamente los cambios que se operan en el fondo del río, pero éstos pueden determinarse mediante mediciones de sondeo de la pro­ fundidad del mismo (figura 16 . 1 0) . Estos cambios se refieren al cauce formado en los espesos materiales alu­ viales, y no en el sustrato rocoso. Al principio, el fondo del río puede elevarse debido a la gran acumulación de carga de fondo tranportada a la corriente durante las primeras fases de fuerte escorrentía. Sin embargo, el fe­ nómeno se invierte rápidamente y el lecho es ahondado activamente a medida que la crecida aumenta. De este modo, en el período de máximo nivel, la base del cauce presenta su máximo descenso. Cuando la descarga co­ mienza a disminuir, desciende el nivel de la corriente y el lecho vuelve a elevarse por la deposición de nuevos

materiales aluviales. En el ejemplo representado en la figura 1 6 . 1 0 se ha removido una capa de unos 3 m de espesor de aluviones mientras ha durado el ciclo comple­ to de incremento y descenso de la crecida. La alternativa profundización y relleno del cauce es la responsable de los cambios en la capacidád del río para transportar su carga. La máxima carga que puede trans­ portar un río indica su capacidad de carga. Dicha carga suele medirse según el paso de material transportado a través de una determinada sección transversal del río en la unidad de tiempo. Normalmente se indica en tonela­ das métricas por día. La carga total incluye tanto la carga en suspensión como la de fondo. Cuando un río discurre por un cauce excavado en roca dura, no puede poseer todos los materiales aluviales que le son necesarios para completar su carga máxima de fondo. Estos cauces en roca dura son típicos de corrientes que corren por profundas gargantas y que poseen nota­ bles gradientes. Cuando tiene lugar una crecida en una corriente de este tipo, el cauce no puede ser rápidamente ahondado. Sin embargo, en los ríos aluviales, donde grandes cantidades de limo, arena y grava se hallan en el fondo, el aumento de caudal implica una rápida remo­ ción de todos estos materiales. En otras palabras, la cre­ ciente capacidad de carga del río se ve rápidamente satis­ fecha. La capacidad de carga de fondo aumenta considerable­ mente con la velocidad de la corriente, ya que cuanto más rápida es ésta, más intensa es la turbulencia y mayor es la fuerza de arrastre sobre el fondo. La capacidad para mover la carga de fondo equivale a la velocidad del agua elevada aproximadamente a la tercera o cuarta potencia. Así, si la velocidad de una corriente se dobla durante la crecida, la capacidad de carga de fondo se incrementa de ocho a dieciséis veces. Por lo tanto, es de destacar que la mayoría de los cambios importantes que tienen lugar en el cauce de una corriente, incluyendo el desplazamiento lateral, se producen en el período de crecida, siendo muy poco importantes las modificaciones que acontecen du­ rante las épocas de caudal bajo. La carga en suspensión también aumenta rápidamente cuando se produce la crecida, como consecuencia del aumento de la turbulencia. La figura 1 6. 1 1 es un ejemplo de las relaciones existentes entre la carga en suspensión y la descarga de la corriente, medida en una única esta­ ción. Las escalas son logarítmicas y muestran cómo la carga en suspensión en épocas de crecida puede ser hasta 1 0.000 veces más grande que en las épocas de 30 pies

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FIGURA 16.10. Cambios en la forma del cauce del río San Juan, cerca de Bluff, Utah, durante el desarrollo de una crecida. (Según Leopold y Maddock, U.S. Geological Survey.)

286

Moifología debida a las aguas corrientes

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La carga en suspensión de los grandes ríos

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FIGURA 16.1 1 .

Aumento de la carga en suspensión con la disminución de la descarga. Ambas escalas son logarítmicas. Los puntos muestran cómo las observaciones individuales están distribuidas a lo largo de la línea. Los datos corresponden al río Powder, Arvada, Wyoming. (Según L.B. Leopold y T. Maddock, 1953, U.S. Geological Survey.)

caudal bajo . La línea que señala la tendencia media de los puntos indica que un aumento de 10 unidades en la descarga proporciona un aumento de 1 00 unidades en la carga en suspensión. Esta carga puede proceder de la erosión producida por las aguas de escorrentía o de la excavación de las orillas. Cuando ya ha tenido el máximo de crecida y la descar­ ga comienza a disminuir, la capacidad de carga de la corriente también disminuye. De este modo, algunas de las partículas que están en movimiento comienzan a des-

Tabla 1 6. 1 .

cender al fondo y a depositarse en forma de arena y bancos de grava. Primeramente son los grandes cantos los que dejan de rodar, después los guijarros y la grava y por ú ltimo la arena. Las partículas de arena fina y el limo, transportados en suspensión, no pueden sustentarse por más tiempo y descienden al fondo. Las partículas de arcilla de tamaño coloidal continúan moviendose río aba­ j o . De este modo la corriente se ajusta a su descendente capacidad de carga. Cuando se restablece el nivel normal de las aguas, éstas vuelven a estar claras.

Los grandes ríos del mundo muestran una gran variedad en la cantidad de carga en suspensión y en la producción sedimentaria. Los datos de siete grandes ríos (tabla 1 6 . 1 ) revelan algunas interesantes correlaciones entre la carga, clima y propiedades de la superficie de la tierra. El río Amarillo ( Hwang Ho) de China encabeza la lista de ríos en cuanto a la carga en suspensión anual, mien­ tras su producción sedimentaria es una de las más eleva­ das de las grandes cuencas. La explicación a este hecho se encuentra en la elevada erosión del suelo en unas superficies intensamente cultivadas formadas por la sedi­ mentación del limo transportado por el viento ( Loess) en las provincias Shensi y Shansi. Gran parte de la cuenca hidrográfica se encuentra en un área de clima semiárido con inviernos secos; la vegetación es escasa y la escorren­ tía de las intensas lluvias de verano arrastra gran cantidad de sedimentos. El río Ganges obtiene su gran carga sedimentaria de las vertientes abruptas del Himalaya y de las tierras bajas intensivamente cultivadas, todas ellas sujetas a las lluvias torrenciales de la estación tropical de los monzones. El río Colorado representa una corriente exótica, que obtie­ ne sus aguas de la fusión de la nieve y de las precipitacio­ nes en las altas montañas de las Rocosas; sin embargo, la mayoría de los sedimentos en suspensión proceden de sus afluentes en las tierras semiáridas a través de las cuales discurre este río. La carga sedimentaria del río Mississippi procede de las praderas subhúmedas y semiáridas de la cuenca de su mayor afluente por el oeste, el Missouri. El Amazonas, un coloso tanto en descarga como en cuenca hidrográfica, tiene una muy baja producción sedimentaria porque, al igual que el río Congo, la mayoría de su cuenca se

Carga sedimentaria e n suspensión y producción sedimentaria d e algunos d e los mayores ríos del mundo

Descarga

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Río Río Amarillo (Hwang Ho) , China Ganges, India Colorado, E E . U U. Mississippi, E E . UU . Amazonas, Brasil Congo, Congo Yenisei, URSS Fuente: ].N. Holeman

Cuenca hidrográfica

(1968).

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715 960

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Carga sedimentaria media anual

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16

2.500

18

11.000

4

640

0,17

"The sediment yield of majors rivers of che world'', Water Resources Research, vol.

4,

n.

4, pp. 737·747.

Nota: Los datos están redondeados.

La carga en suspensión de los grandes ríos

287

encuentra en un clima ecuatorial húmedo, donde la su­ perficie de la tierra está protegida por la gran selva ecua­ torial. El río Yenisei de Siberia tiene una carga y una producción sedimentaria relativamente bajas para su enorme cuenca hidrográfica, gran parte de la cual se encuentra en la Taiga, o bosque de coníferas, de las zonas subárticas. Aunque es difícil valorar la importancia que tiene la alteración del suelo producida por el H o mbre sobre la carga sedimentaria de los grandes ríos, muchos investi­ gadores consideran que la agricultura ha aumentado la carga sedimentaria de los ríos del este y sureste de Asia, Europa y Norteamérica. E l aumento debido a las activida­ des del Hombre es 2 1 /2 veces más grande que el mode­ lo geológico para el conjunto de las tierras del mundo. Para las cuencas más afectadas e l factor puede ser 10 o más veces mayor que el modelo geológico. La carga transportada por los grandes ríos es un factor de considerable importancia que ha de tenerse en cuenta en la planificación para la construcción de embalses y de sistemas de irrigación. Los sedimentos van quedando retenidos tras la pared del embalse al que rellenan pro­ gresivamente hasta que llega el momento que queda completamente inutilizado para su función de reserva de agua. Al mismo tiempo, el hecho de que no puedan depositarse los sedimentos en el curso bajo del río por debajo de la presa, puede causar serias perturbaciones en la actividad del río. El resultado del profundo excavado del lecho y el descenso del nivel del río pueden trastor­ nar los sistemas de relación. Al proyectar dichos sistemas, la forma de los canales debe adaptarse al tamaño y a la cantidad de los sedimentos transportados por e l agua, ya que de otro modo se podría obstruir por la deposición de la carga o por excavado anormal.

Concepto de equilibrio de un río Un río completamente desarrollado, con su cuenca hi­ drográfica y las vertientes de su valle formadas, ha experi­ mentado un largo período de ajuste de su geometría, de tal forma que puede descargar no sólo el exceso de agua producida por la cuenca sino también la carga sólida

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existente en el cauce. Un sistema hidráulico puro podría funcionar sin una pendiente debido a que el exceso de agua acumulada puede generar su propia vertiente de descenso y es capaz de fluir en una superficie hori­ zontal. El transporte de la carga del lecho exige la exis­ tencia de una pendiente, y es en respuesta a esta necesi­ dad que el cauce del río ha ajustado su pendiente y ha alcanzado un estado constante de operación, a lo largo de su evolución. En esta condición, se dice que el río ha alcanzado su estado de equilibrio. Como concepto idealizado, podemos considerar que en e l estado de equi librio, el suministro de carga de un río es similar a la capacidad de transporte de ese río. En realidad, el equilibrio entre la carga y la capacidad del río existe solamente como un promedio a lo largo de perío­ dos de muchos años. Como ya se ha explicado, los ríos excavan sus cauces en los períodos de crecida y deposi­ tan su carga cuando el caudal es bajo. Debido a esto, una corriente raramente está en equilibrio en un momento dado, pero en largos períodos de tiempo, la corriente mantiene su nivel reponiendo los sedimentos del cauce que fueron removidos por la excesiva energía del agua en las épocas de crecida. La pendiente del cauce de un río en estado de equilibrio disminuye corriente abajo. El perfil longitudinal de un río se muestra en la figura 1 6.2 en un gráfico en el que la altitud (escala vertical) se relaciona con la distancia corriente abajo (escala horizon­ tal ) . Una causa importante de la disminución de la pen­ diente es que, como aumenta la descarga y la sección transversal del cauce se hace mayor, la corriente es más eficiente en su actuación. La resistencia de fricción es desproporcionalmente menor para un cauce grande, de manera que el mismo trabajo puede ser realizado con una pendiente menor. En algunos casos, además, el tamaño medio de las partículas de la carga de fondo disminuye en la dirección de la corriente, y los materiales más finos pueden ser transportados con una pendiente menor.

Evolución de la vid.;i de un río Para desarrollar el concepto de sistema de equilibrio, será útil estudiar los cambios que tienen lugar a lo largo

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FIGURA 16.12.

Perfiles longitudinales de los ríos Arkansas y Canadian. La parte media e inferior de los perfiles está muy equilibrada, mientras que las irregularidades de la superior reflejan la diferencia litológica y las modificaciones glaciares de las Montañas Rocosas. (Según Gannett, U.S. Geological Survey.)

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Moifología debida a las aguas corrientes

FIGURA 16.1 3 .

Diagrama esquemático de la nivelación de un río. Originariamente, el cauce consiste en una sucesión de lagos, cascadas y rápidos. (Dibujado por A.N. Strahler, Planet Eartb: Its Pbysical Systems Tbrougb Geologic Time, Harper and Row, editores, figura 9.5. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

de un tramo de un río que está débilmente ajustado al transporte de su carga. Un cauce de este tipo aparece en la figura 1 6 . 1 3 . Se considera que el perfil inicial se ha producido por un levantamiento de la corteza con una serie de fallas, apareciendo una superficie que estaba inicialmente bajo el océano y que, al emerger, se expone por primera vez a los agentes de la erosión. El agua de escorrentía es recogida en pequeñas depresiones y fluye desde los niveles altos a los bajos. De esta manera se forma un cauce que comienza a conducir el agua de escorrentía hacia el mar. La figura 1 6 . 1 4 muestra la evolución del proceso de nivelación en una serie de bloques diagrama. En las cascadas y rápidos, que son simplemente desniveles del cauce, la velocidad de la corriente aumenta fuertemente

y la abrasión del sustrato rocoso es más intensa (blo­ que A) . Como resultado, las cascadas retroceden y los rápidos se profundizan, mientras los lagos son rellenados por sedimentos. Con el paso del tiempo, los lagos desa­ parecen y las cascadas se transforman en rápidos. La erosión de los rápidos reduce la pendiente, aproximán­ dola al promedio del sistema completo (bloque B) . Al mismo tiempo, los brazos del río se extienden, excavan­ do una cuenca hidrográfica y transformando el paisaje original en un paisaje fluvial. E n las primeras etapas de la nivelación y extensión, la capacidad de carga del río excede a los materiales que llegan a él, de tal forma que los aluviones no existen o son muy escasos. La abrasión continúa profundizando los cauces, con el resultado de que pasan a constituir gar-

(A) Corriente establecida en una superficie dominada por relieves originados por una reciente actividad de la corteza.

(B) Nivelación en progreso; los lagos y pantanos son drenados; profundización de la garganta; extensión de los valles de los afluentes.

(C) Perfil de equilibrio; comienzo del desarrollo del lecho de inundación; progreso de la ampliación del valle. FIGURA 16. 14.

(D) Extensión del lecho de inundación para contener los meandros; los afluentes comienzan a desarrollar sus lechos de inundación.

Evolución de un río y su valle. (Dibujado por E. Raisz.)

Evolución de la vida de un río

289

gantas o cañones de paredes verticales ( Lámina H . l ) . La meteorización y la destrucción de las roca de las paredes contribuyen a un aumento de los derrubios rocosos que l legan al cauce. Los derrubios procedentes de las superfi­ cies de las tierras contribuyen al desarrollo de nuevas ramas. Podemos predecir una gran disminución de la capaci­ dad de carga del lecho como resultado de la gradual reducción de la pendiente del cauce. Esta disminución coincidirá con el aumento de carga suministrada al río. Llegará un momento en el que el suministro de carga iguale la capacidad del río para transportarla. En este momento el río ha alcanzado su perfil de equilibrio, descendiendo suave y uniformemente corriente abajo (fi ­ gura 1 6. 1 3 ) . Después de alcanzar este estado, el río conti­ núa excavando sus orillas. Esta erosión lateral no altera de forma apreciable la pendiente, y por tanto no afecta materialmente al equilibrio. La primera señal de que un río está llegando al estado de equilibrio es el comienzo del desarrollo de un valle de fondo horizontal. En la parte exterior de una curva, el cauce erosiona lateralmente, excavando la pared del va­ lle. En la parte interna de la curva se acumulan los aluviones, iniciándose el crecimiento de una ribera alu· vial, que constituye la base para el desarrollo del lecho de inundación. Esta etapa de la evolución de un río aparece ilustrada en el bloque C de la figura 1 6 . 1 4 . Al prosegu ir la erosión lateral, las primeras franjas del lecho de inundación se ensanchan, y la corriente desarrolla una sucesión de curvas denominadas meandros aluviales (bloque D) . El lecho de inundación se va ensanchando progresivamente hasta formar una zona de tierra llana entre las paredes del valle. El desarrollo del lecho de inundación reduce la acción de desgaste que ejerce la corriente sobre las paredes del valle. La meteorización, los procesos de destrucción de vertientes y las aguas de escorrentía actúan reduciendo progresivamente la pendiente de las laderas del valle (figura 1 6 . 1 5 ) . Como resultado de este desarrollo desapa­ rece el encajonamiento primitivo del río, el cual pasa a di >currir por un amplio valle con las vertientes cubiertas de espesa vegetación. Con el paso de largos períodos de tiempo, el perfil del río es rebajado lentamente en toda su longitud, como se aprecia en la figura 1 6 . 1 3 . Al llegar a la desembocadura, la superficie del río se funde con el nivel del mar. La parte inferior del cauce permanece durante alguna dis­ tancia bajo el nivel del mar, distancia que en el caso de A

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FIGURA 16. 1 5 . A medida que evoluciona un río, su valle va adquiriendo una pendiente más suave y el lecho rocoso se va cubriendo de suelo y roca meteorizada. (Según W.M. Davis.) ·

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los grandes ríos puede ser de muchas decenas de kilóme­ rros. El nivel del mar, proyectado tierra adentro por deba­ , o de los continentes como una superficie imaginaria, constituye el nivel de base de la actividad de la corriente. El nivel de base es el teórico límite inferior al que debe ser reducido el perfil del río. Sin embargo, llegar a este límite exige un período de tiempo infinitamente largo, y en realidad los movimientos de la corteza y los cambios en el nivel del mar alteran continuamente las relaciones entre el perfil del río y el nivel de base. Al final de este capítulo volveremos a insistir sobre este tema.

Significado ambiental de las gargantas y cascadas Las profundas gargantas y cañones de los grandes ríos ejercen una importante influencia medio-ambiental de muy diversas maneras. No hay ningún pedazo de terreno donde sea factible tender una línea férrea o una carretera entre las orillas y las paredes del valle, de forma que el asiento de la carretera deba ser tallado o barrenado con gran gasto de dinero y con gran riesgo en las laderas del valle. La conservación de estas obras es costosa ya que la erosión del río y el deslizamiento y la caída de rocas pueden arrastrar o dañar el firme de la carretera . Ahora bien, puede darse el caso de que una garganta sea el único paso viable a través de una cordillera de montañas. Un profundo cañón puede constituir una verdadera ba­ rrera para los desplazamientos y precisa la construcción de puentes de muy elevado costo. Aunque las cascadas pequeñas son corrientes en las montañas alpinas modeladas por la acción glacial (capí­ tulo 2 1 ) , las cascadas grandes son escasas, comparativa­ mente hablando. Los cauces formados por la acción de los casquetes glaciales durante el Pleistoceno, presentan cascadas y rápidos de gran descarga. El mejor ejemplo de e l lo lo constituyen las cataratas del Niágara ( Lámina H . l) . El paso de las aguas del lago Erie al Ontario se realiza a través de una capa inclinada de caliza, bajo la cual se encuentra una capa de esquisto, fácilmente erosionable (figura 1 6 . 16) . Como muestra la figura 1 6 . 1 7 , la catarata se mantiene al socavarse la base de las calizas. La altura actual es de 52 m y la descarga es de unos 1 7.000 cm. Las cataratas del Niágara son utilizadas para la producción de energía eléctrica por el Niagara Power Project, en el cual el agua es tomada corriente arriba y canalizada hasta las plantas generadoras situadas 6 km más abajo de las catara­ tas. La capacidad de producción de energía eléctrica es de unos 2 .400 megawatios. Algunos grandes ríos de pendiente pronunciada no poseen cascadas, y es necesaria la construcción de presas artificiales para crear el desnivel necesario para el funcio­ namiento de las turbinas. Un ejemplo .de ello es la presa Hoover, que origina el lago Mead en el cañón del río Colorado. Con una altitud de 220 m, la planta generadora de la presa Hoover es capaz de producir 1 .345 megawa­ tios, más de la mitad de la producción del N iagara Pro­ ject. No debemos olvidar el valor estético de las gargantas, rápidos y cascadas de los grandes ríos. E l Gran Cañón del Colorado, probablemente más que un simple producto de la acción fluvial, es un paisaje de gran belleza. Además de las ventajas que suponen las presas para la obtención de energía eléctrica y agua potable para las necesidades urbanas y de irrigación, hay que señalar también que

Moifologfa debida a las aguas corrientes

Agradación y terrazas aluviales

Lago Erie

FIGURA 16.16.

Visión del río Niágara, con sus cataratas y garganta excavadas en los estratos del Escarpe del Niágara. La vista está dirigida hacia el suroeste desde un punto situado sobre el río Ontario. (Basado en un diagrama de G.K. Gilbert, 1 896. Según A.N . Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper and Row, Publishers, figura 37. 7. Copyright 1 963, 1 9 7 1 por Arthur N. Strahler.)

suponen las pérdidas de amplias zonas de gran belleza, así como la destrucción de ecosistemas adaptados al me­ dio ambiente de los ríos. Por lo tanto, no es de extrañar que los nuevos proyectos para la construcción de pre ­ sas se encuentren con una fuerte oposición por parte de grupos de ciudadanos afectados, quienes consideran que el impacto dañino sobre el medio es más impor­ tante que sus futuros beneficios.

Las cataratas del Niágara se deben al paso del río sobre el borde erosionado de un gran estrato de caliza. La continua excavación de los débiles esquistos de Ja base hace que la catarata se mantenga siempre escarpada. (Según E. Raisz.) FIGURA 16. 17.

Agradación y terrazas aluviales

U n río en estado de equilibrio, delicadamente ajustado a su suministro de agua y rocas en su tramo superior, es muy sensible a cualquier cambio en la proporción de estos elementos. Los cambios en el clima y en las caracte­ rísticas superficiales de la cuenca hidrográfica provocan alteraciones en la descarga y en los materiales que l leva el río, y estas alteraciones precisan reajustes en el cauce. En primer lugar hay que considerar el efecto que cau­ saría un aumento en la carga de fondo sobre la capacidad de la corriente. En aquel lugar del cauce en el que se introduzca un exceso de carga, los sedimentos gruesos se depositarán en el fondo en forma de barras de arena, grava y guijarros, que producirán la elevación progresiva del lecho del río. Este proceso se denomina agradación y es una forma de deposición de los sedimentos. Al aumentar los materiales existentes en el fondo, la pen­ diente del río se hará mayor. El aumento de la velocidad de la corriente conducirá estos materiales río abajo y los extenderá por el suelo del cauce, alcanzando cada vez una distancia mayor. La agradación cambia la sección transversal del río de una forma estrecha y profunda a una más amplia y menos profunda. Debido a que las barras se están formando continuamente, la corriente se divide en muchos canales produciendo una típica corriente anastomosada (figu­ ra 1 6 . 1 8 ) . Los depósitos del cauce se extienden por el lecho de inundación, cubriendo los aluviones finos con materiales gruesos. Hemos visto anteriormente que la acumulación de los aluviom;s es el resultado de una erosión acelerada del suelo. ¿Cómo se origina el proceso de agradación en un río? Quizá la causa natural de agradación que ha tenido más importancia en Norteamérica y Eurasia haya sido la gla­ ciación del Pleistoceno (capítu lo 2 1 ) . El avance de un valle glaciar originaba el aumento de grandes derrubios en la cabecera de los sistemas de drenaje. La agradación de los valles fue muy importante en las zonas que bordea­ ban los grandes casquetes glaciares del Pleistoceno; los aluviones acumulados llenaron muchos valles hasta pro­ fundidades de muchas decenas de metros. La figura 6 . 1 9 muestra un valle en el que s e h a producido este proceso . Esta figura podría representar cualquiera de los numero­ sos valles de Nueva Inglaterra en el medio oeste. Supongamos ahora que la fuente que proporciona la carga de fondo es eliminada o reducida en gran parte. En el caso ilustrado en la figura 1 6 . 1 9 , los casquetes de hielo han desaparecido de la cabecera del río, y con ellos el suministro de grandes derrubios rocosos. La reforestación del paisaje ha restaurado la cobertura pr.o tectora en las paredes del valle y en las colinas de la reglón, reteniendo las partículas minerales, que no pueden alcanzar el río. De esta forma, la corriente tiene una gran descarga de agua pero escasa carga de fondo. En otras palabras, está operando por debajo de su capacidad, con el resultado de la profundización del cauce. Gradualmente el niwl del río disminuye, en un proceso denominado degrada· ción. Debido a que el río está muy cercano al estado de equilibrio en todo momento, su actividad dominante es la erosión lateral, realizada a través del crecimiento de los meandros, como se muestra en el bloque B de la figura 1 6 . 1 9 . Los aluviones del valle son gradualmente excavados y transportados río abajo, pero no puede ero­ sionarlo por completo debido a que el cauce encuentra rocas duras en muchos lugares. En consecuencia, como

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FIGURA 16. 18.

La corriente anastomosada del primer plano realiza un proceso de agradación del suelo del valle. El glaciar situado al fondo proporciona el agua y la carga de materiales al río. Peters Creek, Montes de Chugach, Alaska. (Steve McCutcheon, Alaska Pictorial Service.)

aparece en el bloque C se forman unas superficies de borde abrupto en ambos lados del valle, denominadas terrazas aluviales. Como cada terraza está cortada, la amplitud de la que está situada por debajo es más reduci­ da. Todas las terrazas más antiguas estarían destruidas si no fuera por la protección que ofrecen a estas terrazas más elevadas los afloramientos rocosos de las paredes del valle que sobresalen a través del manto aluvial. E n el bloque C de la figura 1 6 . 1 9 , el valle aluvial ha sido remo­ vido en gran parte, pero en sus márgenes aún quedan terrazas defendidas por rocas que han sido protegidas del ataque de la corriente por las rocas que afloran en los puntos marcados con una R. Nótese el hecho de que los escarpes que separan las diferentes terrazas son curvos con la parte cóncava apuntando hacia el valle. Esta curva­ tura se explica fácilmente como el resultado de la erosión de los bordes por los meandros. Las terrazas aluviales han atraído siempre la ocupación humana debido a sus ventajas tanto sobre los lechos de inundación, que se inundan una vez al año, como sobre las vertientes de las colinas, que pueden ser demasiado abruptas y rocosas como para ser cultivadas. Además, el suelo de las terrazas es fácilmente cultivable y constituye una gran tierra para la agricultura. Por otro lado, las

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FIGURA 16. 19 . Las terrazas aluviales se forman a medida que el río va excavando lentamente el relleno aluvial de su valle. (Dibujado por A.N. Strahler.)

ciudades se construyen fáci lmente en el suelo llano de la terraza y las carreteras y vías férreas se desplazan paralela­ mente al río.

La agradación producida por el Hombre La agradación del cauce es una forma corriente de degra­ dación del medio provocada por las actividades del Hom­ bre. La erosión acelerada del suelo provocada por la agricultura, deforestación e incendios es la mayor fuente de sedimentos que origina la agradación de los valles. La agradación de los ríos es también una seria forma de degradación del medio en las regiones mineras, unido a la polución del agua mencionado en el capítulo 1 1 . En los campos de carbón de los Apalaches, la agradación está muy extendida debido al suminist.ro de grandes sedi­ mentos procedentes de los residuos mineros (figura 1 6 .20) . Las minas a cielo abierto han aumentado conside­ rablemente debido a las grandes cantidades de fragmen­ tos rocosos arrastrados por las aguas de escorrentía (véan­ se las figuras 1 8. 1 1 y 1 8 . 1 2 ) . L a urbanización y construcción d e carreteras también son importantes fuentes de grandes sedimentos. E n la creación de gradas para las carreteras y en la preparación de localizaciones para las plantas industriales y las vivien­ das, se produce el movimiento de grandes masas de tierra. Aunque las superficies resultantes están estabiliza­ das, son vulnerables a la erosión que actúa en períodos

Moifología debida a las aguas corrientes

FIGURA 16.20. Este valle situado en Kentucky está cubierto de gruesos derrubios procedentes de un área minera cercana. El cauce natural ha sido completamente rellenado por los aluviones. (W.M. Spaulding, Jr., Fisheries and Wildlife, U.S. Department of the Interior.)

que van desde unos meses hasta varios años . Estos proce­ sos a menudo originan la desviación de las aguas de escorrentía, alterando la actividad de los ríos de la zona. Las actividades mineras, la urbanización y la construc­ ción de carreteras no sólo causan grandes aumentos en la carga de fondo, que originan la agradación del cauce, sino que también aumenta la carga en suspensión de los mismos ríos. Esta carga en suspensión es transportada corriente abajo y se deposita en lagos y estuarios lejos de las áreas de origen. Estos sedimentos son particu larmente perjudiciales para el medio ambiente de la vida acuática. La acumulación de finos sedimentos reduce la capacidad de los embalses, limitando su util ización a un siglo o quizás menos. Este exceso de sedimentos también origi­ na la colmación de los estuarios, lo cual hace que sea necesario su dragado .

Elementos de los lechos de inundación Un río aluvial es aquel que fluye sobre una espesa acu­ mulación de depósitos aluviales formados por el propio río en las primeras etapas de su actividad. Una de las características de los ríos aluviales es que experimentan inundaciones con una frecuencia anual o bianual durante la estación lluviosa. La inundación normalmente cubre parte o todo el lecho de inundación que está limitado en cada lado por abruptas vertientes denominadas escarpas. Los elementos típicos de un río aluvial y su lecho de inundación aparecen en la figura 1 6 . 2 1 . El lecho de inun­ dación está dominado por el propio cauce del río y sus meandros (figura 1 6 . 2 2 ) . Laf curvas de los meandros se van acentuando más y más hasta que los recodos se intercomunican por tangencia, acortando el curso del río y dejando un meandro abandonado. Este fenómeno se denomina estrangulación, y es seguido por la deposición de arena y limo en los límites del cauce abandonado, produciéndose un lago en forma de herradura, denomi­ nado oxbow (collera de buey) . Estos lagos son rellenados

Elementos de los lechos de tnundactón

gradualmente por finos sedimentos durante las inunda­ ciones y por materia orgánica producida por las plantas acuáticas. En ocasiones se convierten en ciénagas, pero no pierden su forma. E l desarrollo de los meandros aluviales deja marcas características en el lecho de inundación. Como se mues­ tra en la figura 1 6 . 2 3 el cauce en un recodo del meandro es más profundo en la parte exterior que es la que va profundizando el meandro y permite que crezca en radio. En este lugar e l cauce alcanza su mayor profundidad, formándose un pozo. Cuando el flujo de agua pasa de un meandro a otro, la parte más veloz de la corriente sigue una línea diagonal, originando un canal. Estos dos ele­ mentos, los pozos y los canales se alternan progresiva­ mente, correspondiéndose con cada recodo de los mean­ dros. El meandro no sólo crece lateralmente, sino que también se va desplazando valle abajo. La figura 1 6 . 2 4 muestra e l crecimiento y desplazamiento d e l o s mean­ dros en el río Mississippi a lo largo de un siglo de evolución. E l efecto combinado del crecimiento lateral y el desplazamiento valle abajo proporciona a las riberas aluviales una forma arqueada, que consiste en una suce­ sión de barras (diques formados por los materiales del fondo) y depresiones (entre las barras) . Esta topografía de barras y depresiones es bastante apreciable en la figu­ ra 1 6 . 2 2 . Durante l o s períodos de crecida, cuando todo el lecho de inundación está bajo el agua, ésta se extiende desde el cauce hasta los depósitos adyacentes. Cuando la corrien­ te pierde velocidad, la arena y el limo se depositan en una zona cercana al cauce. El resultado de esta acumula­ ción es la formación de muros de contención naturales. Debido a que la deposición es mayor en las áreas próxi­ mas al cauce y disminuye al alejarse de éste, las superfi­ cies de las vertientes de este dique se inclinan suavemen­ te desde el río hacia las porciones inferiores del lecho de inudación (figura 1 6 . 2 1 y Lámina H . 3 ) . En las épocas de crecida, la mayor elevación de los muros de contención naturales se aprecia por la existencia de una hilera de árboles a ambos lados del cauce. Entre estos muros de contención y los escarpes que limitan el lecho de inun­ dación se extienden las depresiones interiores (figu­ ra 1 6 . 2 1 y Lámina H .3 ) . Una vez ha terminado la crecida, el agua de estas depresiones discurre valle abajo, paralela al río (véase la figura 1 6 .2 1 ) . Estas corrientes no pueden unirse al cauce principal porque los muros de contención se lo impiden. Siguiendo río abajo, al final encuentran algún punto de

FIGURA 16.2 1 . Elementos del lecho de inundación de un río aluvial. M = muro de contención natural; O = lago oxbow; Y = corriente yazoo; A = aluviones; E = escarpes; 1 = l lanura de inundación.

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Una serie de cuatro inspecciones realizadas en el Mississippi muestran considerables cambios en la posición del cauce y en la forma de los meandros. Nótese que se estranguló un meandro en 1 82 1 y que continuaron formándose nuevas curvas. (Según el U.S. Army Corps of Engineers.)

FIGURA 16.24.

FIGURA 16.22.

Esta fotografía aérea vertical, tomada desde una altitud de unos 6 km, muestra meandros, estrangulaciones, lagos oxbow, pantanos y el lecho de inundación del río Hay en Alberca. ( Department of Energy, Mines and Resources, Canadá.)

Escala (aprox)

FIGURA 16.23.

Mapa idealizado y perfiles transversales de un meandro de un río aluvial, tal como el curso bajo del Mississippi. Las flechas indican la dirección de la parte del río en la que la corriente es más fuerte. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper and Row, editores, figura 3 5 . 2 0 . Copyright 1 963, 1 9 7 1 por Arthur N . Strahler.)

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confluencia, por el cual se unen ·con la corriente prin­ cipal. Un famoso ejemplo de este fenómeno es el sistema del río Tallahatchie-Yazoo. Durante una distancia de unos 280 km, esta corriente discurre paralela al río Mississippi, al cual se une en Vicksburg, donde el río principal atra­ viesa los escarpes del lecho de inundación (Lámina H . 3 ) . Hace muchos años, un importante geógrafo escogió e l Tallahatchie-Yazoo como ejemplo típico de u n a corriente que discurre paralela al río principal por la existencia de un dique de contención, dándole el nombre de corriente yazoo, término que es ampliamente utilizado. Los resultados de la crecida no se limitan a la deposi­ ción de una capa de arcilla en el lecho de inundación, sino que también provoca la introducción de sustancias minerales en el suelo. Como resultado de esta provisión de nutrientes, estas tierras pueden mantener un alto gra­ do de fertilidad en regiones de exceso de agua en e l suelo, en l a s q u e normalmente las sustancias serían arras­ tradas. Extensas áreas de los lechos de inundación de los ríos Mississippi o Ganges mantienen una elevada fertili­ dad gracias a este proceso.

Morfología debtda a las aguas corrientes

Los ríos tüuviales y el Hombre Los ríos aluviales han estado ocupados por asentamientos humanos mucho antes del inicio de la época histórica. Las primeras civilizaciones se desarrollaron en el período comprendido entre el 4000 y el 2000 a . c . en los valles aluviales del Nilo en Egipto, el Tigris y el Éufrates en Mesopotamia, el Indo en lo que hoy es Pakistán, y el río Amarillo en China. Los fértiles y fácilmente cultivables suelos aluviales, situados cerca de estos ríos, desde los cuales era posible la irrigación, fueron intensamente uti­ lizados. Con respecto a la cultura humana, el río aluvial y su lecho de inundación es conocido a menudo como medio ambiente ribereño. Actualmente, casi la mitad de la población del mundo vive en el sur y sureste de Asia; la mayoría de esas ·personas son pequeños granjeros que cultivan los suelos aluviales de los siete grandes ríos de esta zona. A las ventajas agrícolas de las zonas aluviales se añade el valor de los propios ríos como vías de comunicación. La navegabilidad de los grandes ríos aluviales permite el crecimiento de pueblos y ciudades, que se sitúan en el margen exterior de los meandros donde las aguas profun­ das están próximas, o en los escarpes del lecho fluvial, donde el río está cercano (por ejemplo, Memphis en el Tennessee o Vicksburg en el Mississippi) .

Prevención de las inundaciones Debido a la repetición de inundaciones de consecuen­ cias desastrosas, se ha gastado mucho dinero en una serie de medidas para reducir los riesgos en los lechos de inundación de los ríos aluviales. Los aspectos políticos, sociales y económicos de la prevención de las riadas están fuera del ámbito de la geografía física; aquí sólo estudiaremos los principios de ingeniería aplicados a este problema. Las dos formas básicas de regulación son ( 1 ) la detención del agua de escorrentía y de los peque­ ños afluentes de la cuenca hidrográfica y (2) la modifica­ ción de los niveles bajos del río en los que se espera la inundación del lecho. La primera forma de regulación consiste en el trata­ miento de las vertientes de la cuenca hidrográfica, gene­ ralmente mediante reforestación o plantación de otra cubierta vegetal para aumentar la infiltración y reducir las aguas de escorrentía. Este tipo de tratamiento, junto con la construcción de muchas presas de contención, puede reducir en gran manera la elevación de la riada y permitir el paso del agua por la corriente principal durante un largo período de tiempo. Bajo el segundo tipo de control, consistente en la protección directa del lecho de inundación, pueden rea­ lizarse dos sistemas diferentes. En primer lugar, la cons­ trucción de m uros de contención artificiales, paralelos al cauce del río en ambas márgenes, puede contener la riada y prevenir la inundación del lecho adyacente (figu­ ra 1 6 . 2 5 ) . Los muros de contención artificiales, denomi­ nados también diques, son amplias paredes construidas con tierra. Deben ser lo suficientemente altas para conte­ ner las mayores riadas o se producirán rápidamente gran­ des brechas por las que el agua se desbordaría. Bajo el control de la Mississippi River Commission, creada en 1 879, se construyó un gran sistema de diques a lo largo de este río para contener cualquier inundación. Los di­ ques se han mejorado continuamente y actualmente tie-

Prevención de las tnundacloTWs

FIGURA 16.2 5. Esta fotografía aérea, tomada en abril de 1 952, muestra una rotura en el muro artificial de contención

adyacente al río Missouri en el oeste de Iowa. El agua se va vertiendo desde el elevado nivel del río hasta el nivel, más bajo, de la llanura aluvial situada a la izquierda. (U.S. Department of Agriculture .)

nen una longitud superior a los 4 . 000 km, teniendo en algunos lugares alturas de 10 m . Debido a los muros d e contención naturales y artificia­ les, el cauce del río asciende lentamente hasta un nivel superior al del lecho de inundación; este hecho origina unas tierras sujetas a repetidas inundaciones, y en conse­ cuencia, sin habitar. Los lechos de inundación de la mayoría de los grandes ríos del mundo presentan serios problemas de este tipo. En China en 1 887, el Hwang Ho inundó un área de 1 30 .000 km2, causando la muerte directa de un millón de personas y la muerte indirecta a un número todavía mayor por el hambre consiguiente. El segundo sistema, practicado en los últimos años en el río Mississippi por el U . S . Army Corps of Engineers, consiste en acortar el curso del río por canales que cortan los lóbulos de los grandes meandros para proporcionar un flujo más directo. Este hecho produce un aumento de la pendiente del río, con lo que también aumenta la velocidad media. La mayor velocidad permite que la des­ carga de la riada se efectúe a través de un canal de menor superficie transversal, con lo que el período de crecida se reduce. La mejora del cauce, comenzada en 1930, tuvo inicialmente un efecto apreciable en la reducción de las crecidas a lo largo del bajo Mississippi, y los diques no fueron tan dañados. Sin embargo, nuevos meandros cre­ cieron rápidamente, lo cual probó las dificultades de este control. Algunas zonas del lecho de inundación pueden con­ vertirse en cuencas temporales hacia las cuales se desvía el río de acuerdo con un plan que tiende a reducir el alcance de la riada. En la región del delta, las crecidas son conducidas desde el río hasta el océano a través de rutas alternativas.

295

FIGURA 16.26.

Un descenso en el nivel de base provoca un rejuvenecimiento y nueva profundización del cauce de la corriente, comenzando en el punto A y extendiéndose río arriba. (Según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper and Row, Publishers, figura 36. 1 6 . Copyright 1963, 1 9 7 1 por Arthur N. Strahler.)

Las medidas de prevención de inundaciones que he· mos descrito constituyen una aproximación estructural a este problema. Una alternativa no estructural considera las riadas como un fenómeno natural y acepta el hecho de que cualquiera de las más complejas y costosas estruc­ turas de ingeniería no pueden eliminar los daños de las inundaciones. Las medidas no estructurales incluyen la zonificación de los lechos de inundación para usos que se puedan acomodar a las riadas ocasionales (usos agríco­ las o recreativos) sin tan exorbitantes pérdidas financie­ ras ni daño para la vida humana. En esta zonificación, las zonas urbanas e industriales se sitúan fuera del lecho de inundación. Desafortunadamente, en la historia de nuestra nación las áreas con riesgo de inundaciones han atraído a pue­ blos y ciudades y se han instalado en ellas fábricas y carreteras. El bajo coste del transporte fluvial fue sin duda un potente factor que impulsó e l temprano creci­ miento de las concentraciones urbanas situadas a orillas de los ríos. Un río no sólo proporciona grandes cantida­ des de agua necesaria para el uso doméstico y la indus­ tria, sino que también sirve como medio de eliminación de residuos. El continuo desarrollo urbano e industrial en las orillas de los grandes ríos comenzó a ser cuestionado en 1 930. E n 1 937 el Engineering News-Record planteó esta pre­ gunta: "¿Es económicamente razonable permitir que las propiedades sean dañadas año tras año, rescatar a los ocupantes, gastar millones para la protección de sus loca­ les, cuando un pequeño cambio de localización les pro­ porcionaría su segurioad?" . Una nueva visión de las rela­ ciones entre el Hombre y las inundaciones fue presenta­ da en 1 94 5 por el geógrafo Gilbert White, en un tratado titulado Human Adjustment to Floods. Desde ese mo­ mento, los geógrafos han tenido un papel primordial en

el análisis de los riesgos de inundación y en la sugeren­ cia de elementos de adaptación del Hombre a las inunda­ ciones.

Rejuvenecimiento de ríos y meandros encajados Un río en estado de equil ibrio experimenta una gran alteración en su actividad cuando la corteza se levanta con respecto al nivel del mar. Durante y después de este levantamiento, la corriente realiza un proceso de degra­ dación de su cauce para restablecer el equil ibrio a un nivel más bajo. Este proceso, denominado rejuveneci­ miento, comienza con la formación de rápidos cerca de la desembocadura, ya que el agua pasa de un nivel de base más elevado a otro inferior. Los rápidos van remon­ tando rápidamente el río y pronto el valle entero es profundizado para formar un nuevo valle (figura 1 6 . 26) . Si el rejuvenecimiento afecta a un río aluvial con su lecho de inundación desarrollado, el efecto es la excava­ ción de gargantas de escarpadas paredes a cuyos lados se halla situado el primitivo lecho de inundación, ahora en forma de terraza situada muy por encima del nivel del río (figura 1 6 .27) . Este elemento se denomina terraza roco­ sa para distinguirla de las terrazas aluviales. El rejuvenecimiento puede ocasionar que los mean­ dros queden "impresos" en el sustrato rocoso, dando a la garganta un trazado sinuoso . Estas curvas sinuosas � denominan meandros encajados para diferenciarlos de los meandros comunes del lecho de inundación de un río aluvial (figura 1 6.28) . Aunque los meandros encajados no son libres de cam­ biar de situación como lo hacen los del lecho de inunda­ ción, pueden irse ampliando hasta que se origina la

FIGURA 16.27.

Siguiendo al proceso de rejuvenecimiento, el río ha excavado esta garganta en un antiguo lecho de inundación, que se ha transformado en una terraza rocosa. (Según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2ª ed., Harper and Row, Publishers, figura 36. 1 7 . Copyright 1 963, 1 97 1 por Arthur N. Strahler.)

296

Morfología debida a las aguas corrientes

FIGURA 16.29.

El rejuvenecimiento de este río ha producido la formación de meandros encajados. La estrangulación de uno de los meandros ha originado un puente natural. (Dibujo de E. Raisz.)

FIGURA 16.28.

Los cuellos de ganso del río San Juan en Utah son meandros fluviales encajados en estratos sedimentarios horizontales. (Spence Air Photos.)

estrangulación. La estrangulación de un meandro encaja­ do origina una alta colina circular rodeada por el cauce abandonado y separada de la pared del valle por el curso acortado (véase la parte posterior de la figura 1 6 . 29 ) . Como puede suponerse, estas colinas sirven d e magnífi­ cas fortificaciones naturales. Muchas fortalezas europeas de la Edad Media estaban construidas en tales promonto­ rios originados por la estrangulación del meandro. Un buen ejemplo es Verdún, junto al río Mosa. Bajo circunstancias poco corrientes, donde el sustrato rocoso está formado por arenisca dura y masiva, la estran­ gulación del meandro origina un puente natural (figu­ ra 16.29) . Un ejemplo bien conocido es el Puente del Arco Iris en la montaña del Navajo al sureste de Utah. Otros buenos ejemplos los tenemos en el Monurn_ento Nacional de los Puentes Naturales, en el Cañón Blanco del condado de San Juan en Utah.

Revisión de los procesos fluvial.es Las aguas corrientes como agentes de denudación domi­ nan el modelado de los continentes. Hemos examinado los sistemas fluviales en los que las aguas de escorrentía

Revisión de los procesos fluviales

son encauzadas, convergiendo en las grandes corrientes. Como los ríos erosionan, transportan y depositan materia­ les rocosos, originan una gran variedad de relieves secun­ darios. Las gargantas y cañones dominan las primeras etapas de la evolución del valle. Estas formas pasajeras dan lugar finalmente a amplios lechos de inundación en los que los ríos se mueven en áreas casi horizontales. Entonces el paisaje fluvial está dominado por delicados relieves, tales como los muros de contención naturales. Las inundaciones de los lechos tienen un gran impacto medio-ambiental en estas llanas tierras aluviales, intensa­ mente ocupadas por el Hombre. Los esfuerzos para con­ trolar las riadas a través de grandes obras de ingeniería, fallan a menudo, a pesar de los enormes gastos que originan. Existen dudas sobre la necesidad de continuar protegiendo tierras sujetas a las inundaciones de los ríos. El impacto del Hombre sobre la acción de las aguas corrientes es muy grande en las áreas agrícolas y urbanas. La erosión del suelo se produce fácilmente, pero su control es muy difícil. Los cauces de los ríos son dañados por agradación de las fuentes de sedimentos. Los embal­ ses originados por grandes presas están siendo colmados por sedimentos, y tenemos buenas razones para plantear­ nos la conveniencia de construir más de esas caras obras. En este capítulo hemos hecho una serie de breves referencias al papel que tiene el clima en la variación de la intensidad de los procesos fluviales. En el próximo capítulo realizaremos un análisis sistemático de las for­ mas en las que la denudación está influida por el cli­ ma.

297

CAPÍTULO

17

Denudación y clitna

En Jos dos ú ltimos capítulos hemos analizado Jos proce­ sos de meteorización, destrucción de vertientes y acción fluvial. Estos procesos actúan conjuntamente y no pue­ den se r considerados de forma aislada. Ello se aprecia en los relieves fluviales, que reflejan l a acción de los agentes restantes. En este capítulo analizaremos más ampliamen­ te Ja denudación fluvial, ampliando nuestro campo de estudio para cubrir u na región de dimensiones subconti­ nentales, e insistiendo en los cambios que se producen en el paisaje du rante un l argo período de tiempo. El concepto de ciclo de denudación ha estado fuerte­ mente arraigado en el pensamiento geográfico, desde su introducción en el siglo XIX por el geógrafo americano William Morris Davis. El ciclo de denudación, tal como fL•e concebido por Davis, tiene su inicio en el momento en que Ja corteza continental es rápidamente levantada por fuerzas del interior de Ja tierra. Con ante rioridad a este proceso, el fragmento de corteza levantado debía ser un mar o una plataforma continental poco profundos. Una vez levantado por encima del nivel del mar, los agentes fluviales inician su ataque. Se originan ríos, que pasan por las etapas que señalamos en el capítulo ante­ rior. En el período de juventud, Jos afluentes excavan las tierras elevadas, produciendo gran cantidad de relieves erosionales. Cu ando el p aisaje adquiere un aspecto acci­ dentado, montañoso, se considera que ha e ntrado en el período de madurez. Con el paso del tiempo, los relieves disminuyen de altura, y l as pendientes se hacen más suaves. Progresiva­ mente, las laderas se cubren de regolita y los relieves adquieren un aspecto ondulado, alcanzando J a etapa de madurez. Al final, el relieve disminuye hasta un punto en el que sólo queda una baja supe rficie casi plana, denomi­ nada penillanura. Al acuñar este término, el profesor Davis pensaba en dos pal abras: "penú ltimo" y "plano". Al darse cuenta de que los procesos de erosión actuarían cada vez más lentamente en las últimas etapas del ciclo de denudación, Davis afirmó que el ciclo acabaría con una interrupción producida por algún acontecimiento geológico, en el que la tierra es rápidamente l evantada o

298

hundida. Si Ja penill anura es levantada, comenzaría un nuevo ciclo de denudación. Nosotros no util izaremos los nombres que dio Davis a las diferentes etapas del ciclo -juventud, madurez y ve­ jez- debido a que dan a entender un modelo biológico del crecimiento de los individuos de las diferentes espe­ cies animales. Sin embargo, incorporaremos muchos de sus conceptos para crear un modelo físico de la denuda­ ción de las masas continentales.

Las tierras emergidas La parte de la corteza te rrestre situada por encima del nivel del mar, que es Ja base para J a actuación de los procesos fluviales, constituye las tierras emergidas, suje­ tas a J a denudación y disponibles para su total elimina­ ción. Sin embargo, cu ando se produ ce la denudación, la corteza asciende gradual y espontáneamente, de forma que l as tierras emergidas son hoy mucho m ayores que en cualquier otro momento. Para comprender todos estos fenómenos tenemos que analizar un aspecto de Ja geo­ logía. La figura 1 7 . 1 es un diagrama esquemático que muestra Ja capa exterior de la tierra, formada por rocas du ras -la litosfera- que descansa sobre u na capa de rocas plásticas -Ja astenosfera. Un importante principio geológico, esta­ blecido hace muchas dé cadas, es que la litosfera "flota"literalmente sobre J a astenosfera, al igual que una capa de hielo m arino o un iceberg flotan sobre el agua del mar, de mayor densidad. En el caso del iceberg, si se extrae J a p arte superior del mismo, ascenderá y aparecerá otro fragmento de hielo por encima del nivel del mar. Si, por el contrario, se añade u n trozo de hielo en la cima del iceberg, éste se hundirá en el agua hasta alcanzar una nueva posición de equilibrio. E ste principio, aplicado a la litosfera, se denomina isostasia. Esta palabra se deriva del griego, isas, "igu al "y stasis, "estar". Como muestra la figura 1 7.1, cuando el sustrato rocoso de un continente es e rosionado ( izquierda) , l a litosfera

Denudación y clima

de tiempo mucho más corto que el necesario para su redu cción a u na l l anura baja por l a actu ación de la denu­ dación.

Ritmos de denudación

Co!l)pensación isostática derivada de los procesos de erosión y deposición de sedimentos. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed., Harper and Row, Publishers, figura 25.15. Copyright 1963, 1971, por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 17.1.

se levanta por debajo de él; sin embargo, este levanta­ miento es algo menor que los materiales que han sido erosionados. C uando los sedimentos se acumulan progre­ sivamente en capas (dere cha), la carga añadida origina un hundimiento de la l itosfera, pero este hundimiento es también algo menor que el espesor de los materiales acumulados. El levantamiento o hundimiento de la litos­ fera como respuesta a la denudación o a la acumulación de sedimentos se denomina compensación isostática. E n la zona plástica situada por debaj o , el levantamiento o hundimiento vienen acompañados de un lento despl aza­ miento lateral de las m asas. Este fenómeno se produce a una profundidad de unos 80 km, donde la roca está cerca del punto de fusión y ejerce poca resistencia a fluir. Como consecuencia de este lento ascenso de la corte­ za, las tierras son hoy varias veces mayores que la masa existente por debajo del nivel de base en cualquier otro momento. Podemos decir que la erosión de 5.000 m de roca será acompañada de un levantamiento de la corteza de unos 4.000 m, de forma que el desgaste de la superfi­ cie de la tierra equivaldría a sólo 1.000 m. Al de sarrollar el modelo de denudación debemos tener presente esta idea de desgaste neto de l a superficie.

Ritmo del levantamiento tectónico Un fenómeno geológico bastante diferente del ascenso de la corteza como respuesta a la denudación, es el rápido movimiento de elevación asociado con l a activi­ dad tectónica que se relaciona con l as interacciones de las placas litosféricas durante la subdu cción, orogenia, colisión y fisuras continentales. Nuestro modelo de denudación comienza con un pro­ ceso de levantamiento tectónico. Es razonable pensar que el ritmo de este levantamiento es más rápido que e l d e l a denudación fluvial. Basados en pruebas geológicas directas, los ritmos del levantamiento tectónico reciente en varios lugares del mundo son del orden de los 4 a 1 2 m por 1 .000 años. Si el promedio es de 6 m por 1 .000 años, la cima de una montaña al canzaría una e levación de 6 km en u n período de un millón de años, suponiendo que no existiese ninguna pérdida de masa por la acción de la erosión durante el levantamiento. I nclu so con l a acción d e l a erosión actuando durante el levantamiento, se formaría una montaña de gran tam año en un período

Un modelo de denudación

Los geólogos e hidrólogÓs han intentado establecer los ritmos de denudación continental en muchas ocasiones. U no de los métodos consiste en analizar la carga de los ríos, tanto la carga en suspensión como de fondo. Otra forma consiste en la medida de l as acumul aciones de sedimentos en el fondo de los embalses. Como ya se señaló en el capítulo 1 6, la produ cción sedimentaria varía mucho de un lugar a otro, dependiendo del clima, de la cobertura vegetal y de los materiales de que está com­ puesto el suelo. E l relieve es también un factor importan­ te; l as áreas con relieves elevados y vertientes escarpadas tienen una producción sedimentaria enorme si la compa­ ramos con la de las ll anuras bajas cubiertas de vegeta­ ción. En este capítulo estudiaremos las diferencias regio­ nales, en rel ación con la influe ncia del clima en los procesos geomorfológicos. Para nuestro modelo de denudación, que presupone un clima templado con un exceso de agua, considerare­ mos que el ritmo de denudación es semej ante al observa­ do en las altas montañas: de 1 a 1 ,5 m cada 1 .000 años. Se observa claramente que este índice es inferior al del levantamiento tectónico. Hay que señalar que el ritmo de denudación está fuer­ temente influido por la altura de las tierras y por la inclinación de sus vertientes. En una montaña elevada, l as paredes son abruptas. Tanto la intensidad de la abra­ sión fluvial , como la capacidad para transportar carga aumentan consideramente en un cauce con una pendien­ te pronunciada. Junto con este hecho, en las paredes abruptas, los procesos de destrucción de vertientes y erosión son mu cho más intensos. Por lo tanto, si las pendientes disminuyen con el paso del tiempo, el ritmo de denudación también disminuirá fuertemente a partir del valor inicial que hemos considerado. Podemos señalar que, si las tierras se redujeran hasta una altitud media de unos 300 m, el ritmo de denudación habría disminu ido hasta al canzar un valor comparable al que existe actualmente en el este de los Estados U nidos, o en la cuenca del río Amazonas: aproximadamente unos 4 cm cada 1 . 000 años. Sin embargo, este valor es aumen­ tado por la erosión originada por las actividades del Hombre.

Un modelo de denudación Utilizando todos estos supuestos sobre levantamiento tectónico, compensación isostática, y denudación, pode­ mos desarrollar u n modelo de los procesos de denuda­ ción y a p artir de él hacernos u na idea de l a magnitud de tiempo nece saria para transformar una región en una penill anura. En primer l ugar, imaginemos que una gran masa de la corteza es levantada como un ú nico bloque a partir de una posición previa cercana al nivel del mar. A este bloque le asignaremos una anchura arbitraria de 1 00 km, debido a que esta dimensión se encuentra en el orden de m agnitud de muchas de las actu ales cordilleras, incluyendo los Alpes, Cárpatos, Pirineos, Cáu caso, Cordi­ llera de Alaska, Sierra Nevada, Sierra de l as C ascadas, Montañas Rocosas y Apalaches. La longitud del bloque

299

Masa levantada a escala real !,e===: ------------------...Altitud ..._,,

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km Pies 6

Altura media

45 3 2 1

de la superficie

10

Exageración vertical x

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1000 20 15 10 5 o

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15m.a.

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Diagrama esquemático que representa la evolución de la denudación. En este modelo, la elevación media de la superficie se reduce a la mitad cada 15 millones de años. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2" ed., Harper and Row Publishers, figura 36.3. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 17.2.

l evantado no tiene importancia para el análisis de las formas del relieve; puede tratarse de un fragmento de varias decenas de kilómetros. Como muestra la figu· ra 1 7.2, el bloque levantado tiene una cima en forma de cúpula y vertientes abruptas; está bordeado por áreas bajas por encima o debajo del nivel del mar, que serán las que reciban los sedimentos arrancados de la montaña por la acción de los ríos. La superficie inicial de referencia, una llanura cercana al nivel del mar, es levantada rápidamente hasta una altura de 6 km, como se observa en la figura 1 7.2. Aunque esta superficie inicial es excavada por los ríos durante el levantamiento, su posición en el espacio se señala por la línea de trazos que aparece en el diagrama A. Hemos considerado qu e e st e l e vanta m i e nt o ha d u ra d o 5 millones d e años, pero la mayor parte se h a producido en 2 millones de años. El levantamiento se va haciendo cada vez más lento hasta que se detiene en el punto que hemos denominado "tiempo cero". La denudación producida durante el levantamiento va aumentando su intensidad, de forma que en el tiempo cero, el bloque elevado ya ha sido excavado, formándose profundas gargantas y organizándose un sistema fluvial con cauces de elevado gra . diente. El perfil de la masa montañosa y del principal sistema fluvial están sugeridos en la escala exagerada del diagrama A de la figura 1 7.2. La elevación media de la superficie erosionada es de unos 5 km. Por lo tanto, aproximadamente 1 km ha sido erosio· nado durante el levantamiento. Comenzando en el tiempo cero, se supone un ritmo medio de denudación de 1.00 0 m/año para el conjunto

300

de toda la superficie. Como se está produciendo un as· censo continuado por el fenómeno de la compensación isostática, el ritmo de desgaste neto del terreno es sólo la quinta parte del ritmo de denudación continental, es decir, 0,2 m/1. 000 años. Al disminuir la elevación, el ritmo de denudación también disminuye en una propor· ción constante, de forma que la mitad del bloque levanta· do será destruido en un período de tiempo de 1 5 millo· nes de años. Podemos denominar a este momento la mitad de la vida del bloque. Después de 15 millones de años, la altura media se habrá reducido a 2,5 km, como se indica en el diagrama B de la figura 1 7.2. Entonces el desgaste neto será de 0 , 1 m/1 .000 años. Después de 30 millones de años, la altura media y el ritmo de desgaste se han reducido de nuevo a la mitad, es decir, a un cuarto de los valores iniciales (diagrama D). Por lo tanto, han desaparecido las tres cuartas partes de la masa primitiva y la altura media está por debajo de 1 ,25 km. La disminución de la altura del bloque que hemos descrito hasta ahora, se denomina amortiguamiento ex· ponencia!, proceso muy corriente en las ciencias natura· les y físicas. Por ejemplo, se aplica al ritmo al que se desintegra un elemento radiactivo. El amortiguamiento exponencial es exactamente el inverso de un crecimiento expone ncial, tal como la cuenta de ahorros con un inte· rés compuesto, el Producto Nacional Bruto, o el porcen· taje anual del crecimiento de la población. El ritmo de amortiguamiento exponencial, aplicado a la denudación de los terrenos, simplemente indica que la energía dispo· nible para realizar el proceso de denudación es propor· cional a la altura de la masa por encima del nivel del mar. Por lo tanto, cuando la altu ra disminuye, la intensidad del desgaste disminuye también proporcionalmente. En el diagrama E de nuestro modelo de denudación, se observa que al cabo de 60 mil lones de años se ha alcanza· do una altura de 300 m. En ese momento el bloque primitivo se ha transformado en una penillanura. No exis· te una delimitación exacta de la penillanura en cuanto a la altitud media del relieve. Sólo podemos señalar que las colinas son muy suaves, las divisorias son superficies redondeadas, y la región tiene el aspecto de una llanura ondulada.

Rejuvenecimiento Nuestro sencillo modelo de denudación precisa de una importante modificación para acercarse a la realidad, si consideramos las evidencias geológicas. Hasta ahora he­ mos considerado que la compensación isostática se pro· duce u niforme y constantemente mientras se desarrolla el proceso de denudación, pero esto no es lo que ocurre realmente. Es mucho más razonable considerar que la

1000 800 600 400 200 m

r------,---.---.,

Penillanura 75

90

Edad, millones de años

105

FIGURA 17 .3. Los repetidos levantamientos debidos a la compensación isostática producen sucesivos rejuvenecimientos.

Denudación y clima

compensación isostática se produce espasmódicamente. Debido a que la litosfera es una capa dura, resistente a las fuerzas isostáticas hasta que se ha erosionado una cierta cantidad de la misma. En ese momento, al alcanzar un determinado punto crítico, se produce un rápido levanta­ miento, restableciendo el equilibrio. La figura 17.3 es un gráfico que muestra el rápido ascenso de la superficie en respuesta a los espasmódicos levantamientos de la corte­ za, cada uno de los cuales viene seguido por una acelera­ ción del proceso de denudación. Nótese que cada uno de los dos levantamientos produce la práctica duplicación de la masa de tierra.

A

B

Los levantamientos de la corteza terrestre pueden est:u producidos por otros mecanismos diferentes relaciona­ dos con el movimiento de las placas litosféricas. La figura 17.4 es una serie de bloques diagrama que representa la evolución del pai saje después de un levan­ tamiento. El bloque A muestra la elevada penillanura todavía intacta debido a que e sta pequeña área se en­ cuentra en una locali zación interior, lejos de la costa, donde comienzan los cambios. La erosión de los ríos que habían alcanzado el estado de equilibrio comienza cerca de la desembocadura y se desarrolla río arriba, hasta alcanzar el área de nuestro bloque diagrama. De esta forma, se va formando una red de estrechas gargantas de paredes escarpadas (bloque B). La penillanura queda ahora dividida en zonas aisladas de terreno elevado (figu­ ra 1 7.5). En este momento, según lo definió el profesor Davis; el paisaje está en la fase de j u ventud. Las paredes escarpadas de los valles son cada vez más y de mayor altura; gradualmente van sustituyendo a los restos de la penillanura. En el bloque C, durante el "comienzo de la madurez", el paisaje es extremadamente accidentado (fi. gura 1 7 . 6). Las montañas tienen afiladas cumbres; no existe prácticamente ninguna zona de suelo llano. El relieve ha alcanzado su punto máximo en este momento. A partir de ahora, los ríos principales vuelven a alcanzar el estado de equilibrio, de forma que la profundización de los lechos se hace cada vez más lenta. Así, comienzan a aparecer los lechos de inundación. Con el paso del tiempo, el relieve disminuye de altura, y las divisorias se hacen más redondeadas (bloque D). La regolita se acumula en gran cantidad sobre las laderas, mientras el ritmo de erosión se va haciendo menor. La cantidad de sedimentos arrastrados por los ríos y su textu· ra es más fina. Los lechos de inundación se amplían y los grandes ríos van tomando las características de los ríos aluviales. El paisaje del bloque D se encuentra en un estado de "madurez completa", según el lenguaje del profesor Davis. Entonces, con el paso de millones de

e

D

E

Etapas en el ciclo de denudación causado por el levantamiento de una penillanura y el rejuvenecimiento del sistema fluvial. Otro levantamiento en Ja penillanura que aparece en el bloque E conduciría a las condiciones del bloque A y daría comienzo a un nuevo ciclo. (Según A.N. Strahler.) FIGURA 17.4.

Rejuvenecimiento

FIGURA 17.5. La superficie elevada, ligeramente ondulada, es parte de Ja penillanura de St. ]ohn, cuya elevación alcanza los 600 m. La penillanura está cortada por el Cañón de San Cristóbal, excavado por el río Usabon, Puerto Rico. (U.S. Geological Survey.)

301

E videntemente, el clima no es el único factor determi­ nante. La teoría climogenética no tiene en cuenta el factor geológico, que actúa sobre sustratos rocosos dife· rentes en composición y estructura, ni tampoco la histo­ ria geológica, con las diferentes etapas de actividad vol­ cánica y tectónica. Por lo tanto, si bien el clima es un factor importante en la evolución del paisaje, como ya hemos señalado, exi ste otro factor básico, la geología. Este elemento será desarrollado en el capítulo 1 8 .

Sistemas climáticos

Vista desde el aire, la accidentada meseta de Allegheny, en Virginia, aparece cubierta de bosque. Los relieves, de 210 a 240 m de altura, han sido modelados en esquistos del Devónico. (Fotografía de ].L. Rich, 1939, con autorización de la American Geographical Society.)

FIGURA 17.6.

años, vuelve a formarse una penillanura con respecto al nive 1 de base (bloque E). Este !-,echo marca la fase de "sene ctud"en el ciclo de denudación. En este momento se producirá un nuevo levantamiento i sostático, con lo que vol verá a tener las condiciones señaladas en el blo­ que A. E sta evolución del relieve que hemos descrito aquí se produce en un clima templado con un exceso anual de agua y sin sequía apreciable a lo largo del año. Los ríos reciben el agua de los afluentes y por filtraciones subte­ rráneas, que generalmente mantienen la corriente de agua a lo largo de todo el año. Estas condiciones son típicas de los climas continentales y subtropicales de latitudes medias, así como de los climas ecuatoriales húmedos y litorales influidos por los alisios. En estos climas se producen ·importantes acumulaciones de rego­ l i ta, producida por meteorización química bajo las cu­ biertas forestales. Las laderas bien protegidas originan pocos sedimentos de grano grueso, incluso durante pe­ ríodos de intensas lluvias. Debido a esto, la carga que transportan los ríos es fundamentalmente en suspensión y disuelta. Aunque parte de estos materiales queda depo­ sitada en los lechos de inundación durante la crecida, la mayor parte de ellos es transportada hasta el mar, donde se convierten en sedimentos marinos.

Clima y paisaje Algunos geomorfólogos han intentado durante décadas elaborar un sistema de tipos básicos de paisaje basados únicamente en el clima, y claramente dife renciables unos de otros. Estos autores dibujaron mapas que mostraban las regiones climogenéticas (o regiones morfogenéticas). En estos mapas podía apreciarse la correlación con los sistemas climáticos y, en realidad, se trataba de mapas de los climas del mundo con diferentes denominaciones. Si uno viaja a travé s de una región climogené ti ca pueden apreciarse importantes diferencias en el paisaje de un lugar a otro.

302

El papel del clima en el modelado de los relieves puede ser definido con el término sistema climático. Cada siste­ ma constituye u na combinación úni ca de niveles de in­ tensidad de los diferentes procesos básicos de denuda­ ción. Los procesos más importantes son la meteorización, destrucción de vertientes, acción fluvial y eólica. La ac­ ción de las olas y corrientes no suele ser tenida en cue nta porque afecta solamente a una estrecha franja que bordea los continentes. Los procesos glaciales actúan bajo el control del clima, pero las formas originadas por erosión y deposición bajo el hielo son consideradas separada­ mente. (El capítulo 21 analiza este tema.) Los procesos de meteorización y destrucción de vertientes actuando en medios fríos constituyen el sistema climático peri­ glacial.

En el capítulo 1 6 estudiamos el sistema periglacial en nuestro análisis de los relieves de la tundra ártica en aquellos lugares donde predomina el permafrost. Ahora estudiaremos los grandes sistemas climáticos. Uno de ellos se encuentra en el medio desértico de las regiones tropicales y de latitudes medias, mie ntras el medio de sabana se encuentra en los climas tropicales.

El sistema climático desértico

Procesos geomorfológicos en el medio desértico U n común denominador de la evolución de los paisajes desérticos se encuentra en la combinación ú nica de los procesos de meteorización, procesos fluviales y la acción del viento. La meteorización mecánica a través del creci­ miento de cristales de sal es un proceso dominante y de gran importancia. La fragmentación de las rocas a través de la expansión y contracción térmica durante el ciclo diario de calentamiento y enfriamiento es también u n proceso universal, pero su efectividad es discutible. Aun­ que la meteorización química es considerada relativa­ mente menos importante en los desiertos que en los climas húmedos, está claro que la hidrólisis y la oxida­ ción afectan a los silicatos en cualquier lugar en el que estén expuestos al medio desértico. La superficie de los cantos, guijarros y afloramientos rocosos se oscurece por las finas películas de minerales de arcilla y óxidos de hierro y manganeso que los cubre. E sta cobertura negra iridiscente se denomina barniz del desierto. En ausencia de temperaturas sufi cientemente bajas, la acción del hie­ lo puede ser considerada inefectiva en las cálidas regio­ nes desérticas. La evaporación del agua del suelo y del agua subterrá­ nea, llevada a la superficie por capilaridad, produce una gran variedad de costras en las rocas. La capa superficial de la arenisca queda endurecida por una dura corteza originada por la deposición de los carbonatos. Cuando

Denudación y clima

esta costra es eliminada, la roca blanda situada por debajo es desmenuzada por el crecimiento de cristales de sal, formando profundos hoyos y depresiones que pueden convertirse en estrechas cuevas (capítulo 1 5). E n los suelos desérticos (que pertenecen al orden de los aridisols) la precipitación del carbonato cálcico bajo la capa superficial forma a menudo una capa dura deno­ minada horizonte petrocálcico (capítulo 23). Donde los horizontes superiores del suelo han sido arrastrados por la erosión, el horizonte petrocálcico queda al descubier­ to en forma de corteza dura. Los geógrafos denominan a esta capa ca/creta (o caliche) para distinguirla de las cortezas de óxidos de hierro o sílice del área de la sabana. Cuando la corteza de calcreta es erosionada origi­ na relieves semejantes a los acantilados, mesas y cerros testigos de los estratos sedimentarios erosionados. Tam­ bién son muy comunes las costras formadas por yeso.

Procesos fluviales en un clima árido El aspecto general de las regiones desérticas es marcada­ mente diferente del de las regiones húmedas, fenómeno que se refleja tanto en la vegetación como en los relieves. Ante todo debe recalcarse que en los climas secos se producen también lluvias torrenciales y que la mayor parte de las formas topográficas de las regiones desérticas son modeladas por el agua en movimiento. ( Las áreas cubiertas por dunas de arena son una importante excep­ ción.) Una localidad determinada situada en un desierto seco puede experimentar una lluvia fuerte sólo una vez cada varios años; sin embargo, cuando ésta se produce, los cauces llevan agua y realizan una importante labor como agentes de erosión, transporte y sedimentación. Aunque el agua corriente es un fenómeno bastante raro en los desiertos, durante las pocas veces que actúa lo hace con una gran espectacularidad. Esto se debe a la escasez de vegetación que existe en los desiertos. Las pocas pequeñas plantas que pueden sobrevivir ofrecen una escasa protección, por no decir ninguna, al suelo o al sustrato rocoso. Sin una gruesa cobertura vegetal que proteja el terreno y frene el descenso del agua vertiente abajo, las cantidades de derrubio transportadas hasta los ríos son muy grandes. U n cauce seco puede transformar-

Acumulación de derrubios después de una corta riada en un área desértica. Cañón del Paso González, Arizona. (Mark A. Melton.)

se en pocos minutos en una impetuosa corriente de agua fangosa cargada de grandes fragmentos de rocas (Lámi­ na H.4). La carga de fondo depositada cuando ha termi­ nado la riada consiste en grandes fragmentos rocosos amontonados en enormes barras dentro del cauce (figu­ ra 1 7 .7). En el capítulo 1 1 señalamos que en un clima seco los ríos discurren a lo largo de grandes acumulaciones de aluviones permeables (véase la figura 11.6). El agua de la corriente se infiltra en el lecho y contribuye a la acumula­ ción de aguas subterráneas. Debido a la pérdida de des­ carga a través de la filtración y de la evaporación superfi­ cial directa, los ríos de las tierras áridas presentan generalmente amplios cauces y un activo proceso de agradación. Estos ríos suelen ser cortos y desaparecen en depósitos aluviales o en el suelo seco de un lago.

Abanicos aluviales Una forma del paisaje desértico muy común debida a las corrientes de agradación es el abanico aluvial, cono bajo de arenas y gravas cuyo perfil se parece al de un abanico japonés abierto (figura 1 7.8). El vértice, o punto central del abanico, está situado en la boca de un cañón o barranco y se va abriendo sobre la llanura adyacente. Los abanicos aluviales son de los más variados tamaños. Algu­ nos abanicos desérticos pueden alcanzar varios kilóme­ tros ( Lámina H.4). Los ríos que originan estos abanicos transportan gran­ des cargas de materiales procedentes de una montaña o región elevada. Las corrientes anastomosadas cambian constantemente de lugar, pero su posición está firme­ mente fijada en la boca del cañón. La parte inferior del cauce, bajo el vértice, es barrida de un lado a otro. Esta actividad j ustifica la forma semicircular del abanico y la ladera de forma radial que se extiende a partir del vér­ tice. Los grandes y complejos abanicos flu viales incluyen también coladas de barro (véase la figura 1 5 . 17). Como se muestra en la figura 1 7.9, estas coladas se hallan inter­ caladas con capas de arena y grava. El agua se infiltra en el abanico, desplazándose hasta niveles más bajos a lo largo de capas de arena que actúan como acuíferos. Las

FIGURA 17.7.

El sistema climático desértico

FIGURA 17.8.

Abanico aluvial simple. (Según A.N. Strahler.)

303

Frente de la montaña

FIGURA 17.9.

Perfil idealizado de un abanico aluvial, mostrando capas de barro (acuicluidos) alternadas con capas de areniscas (acuíferos). (Según A.N. Strahler, Planet Earth: lis Physical Systems Through Geologic Time, Harper and Row Publishers,

Sustrato rocoso

figura E.32. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

...



....

�%,. �

Grava, arena

Ab - Abanicos aluviales M - Montañas

B

Py - Playa R - Restos de montañas P - Pedimento

El ciclo de denudación en una región montañosa desértica. (Según A.N. Strahler.)

FIGURA 17.10.

304

e

Denudación y clima

FIGURA 17. 11. Esta vista aérea del Valle de la Muerte en California muestra un paisaje desértico comparable con el representado en la figura 17.10 B. (Spence Air Photos.)

capas de barro hacen de barrera, o acuicluidos. El agua atrapada debajo de un acuicluido está bajo presión hi· dráulica del agua acumulada en el vértice del abanico. Cuando se pe rfora un pozo en el abanico, el agua surge espontáneamente en forma de pozo artesiano, ( véase el capítu lo 1 8 para comprensión de estos conceptos.) Los abanicos aluviales son el tipo dominante de reser· vas de agua del sudoeste de los Estados Unidos. Su explotación prolongada para la irrigación ha ocasionado una grave disminución del nivel freático en muchas de estas áreas. En comparación con la extracción, la recarga de estos depósitos es extremadamente lenta. Sin embar­ go, se han realizado esfuerzos para aumentar esta recarga a través de la construcción de diferentes sistemas. Un grave efecto de la excesiva e xtracción de agua es la subsidencia de la superficie del suelo. Se encuentran importantes ejemplos de esto en los valles aluviales cu­ bi ertos por abanicos aluviales y sedimentos lacustres. Por ejemplo, en una localidad del Valle de San Joaquín en California, el nivel freático disminuyó hasta 30 m. La correspondiente subsidencia del suelo fue de unos 3 m para un período de 35 años. La subsidencia produce daños en los edificios y en las carreteras y puede hundir pozos, oleoductos y desagües.

Evolución del paisaje en la región de Basin and Range En aquellos lugares en que la actividad tectónica se ha producido en un desierto continental, la diversidad de los relieves fluviales es particularmente importante. La región de Basin and Range es una de tales áreas; incluye gran parte de Nevada y Utah, el sudeste de California, de

El sistema climático desértico

Arizona y Nuevo México, y parte de México. Entre los bloques levantados e inclinados de la corteza existen cuencas tectónicas hundidas. No hay que olvidar que la hi storia geológica tiene un impo rtante papel en la determinación del aspecto del paisaje desértico. La estructura de esta zona del sudoeste de América, asociada a fal las y roturas continentales, constituye un tipo geológico casi único. Los mayores desiertos tropicales del mundo -en África y Australia­ ocupan escudos continentales estables que son fragmen­ tos del antiguo subcontinente de Gondwana. En esos escudos exi ste una gran variedad de rocas y estructuras al descubierto, mientras otras grandes áreas tienen cubier­ tas de estratos sedimentarios. Otros desiertos se encuen­ tran en las cuencas intermontañosas de los cinturones alpinos, en aquellos lugares en los que los márgenes de las placas han colisionado en una época reciente. Los desiertos de Irán, Afgani stán y Pakistán pertenecen a esta categoría. El desierto costero de Perú y Chile debe su posición y su poca amplitud a una activa zona de subduc­ ción a lo largo de la cual la placa de Nazca está descen­ diendo por debajo de la Placa Americana. El bloque A de la figura 17. 1 0 muestra dos bloques fallados y levantados con un bloque hundido entre ellos. Aunque la denudación actúa mientras dura el levanta­ miento, hemos representado a los bloques muy poco modificados en el momento que ha cesado la actividad tectónica. De esta forma, nuestro modelo de paisaje pre­ senta una gran diferencia de altu ras, es decir, existe una gran diferencia de elevación entre las cimas de los blo­ ques levantados y los cercanos suelos de la cuenca. Esta diferencia de elevación puede ser del orden de 2 a 3 km. Al principio, las paredes del bloque fallado son extrema-

305

Extensiones salinas en el suelo de una playa del Valle de la Muerte, California. En este lugar la elevación es de 70 m por debajo del nivel del mar. (Warren Hamilton.)

FIGURA 17. 12.

dame nte abruptas y están cortadas por profundos barran­ cos. En la base de cada bloque se han formado conos de derrubios. El bloque B mue stra un período posterior de denuda­ ción en el que los ríos han excavado las montañas para producir un accidentado terreno de profundos cañones de paredes verticales y elevadas divisorias. La Lámina H.4 muestra este tipo de paisaje tal como aparece actualmen­ te a lo largo de la vertiente occidental del Valle de la Muerte en California. Grandes abanicos aluviales forman una cobertura continua que se extiende hacia el suelo de la cuenca (figura 1 7 .1 1 ). En el centro de las cuencas se encuentran playas, e s decir, el suelo d e lagos que permanecen secos la mayor parte del tiempo o tienen escasos restos de agua (figu ­ r a 1 7. 1 2). Bajo la superficie d e l a s playas se encuentran arcillas y limo junto con capas de sales solubles. Los lagos salados de las playas representan el punto final de las corrientes de agua. En muchos casos, los grandes conos aluviales, construidos a lo largo de toda la cuenca, actúan como barreras entre las depresiones individuales. Debido a que la evaporación excede en gran manera a la precipitación, estos lagos no superan los límites de las depresiones cerradas en las que se encuentran. Como las masas montañosas van desgastándose y redu-

ciéndose en extensión, las laderas de los abanicos van invadiendo la base de las montañas. En relación con el retroceso del frente montañoso, los procesos erosivos originan un suelo montañoso inclinado denominado pe­ dimento (figura 1 7.1 3 y Lámina H.4). Mientras las monta­ ñas continúan reduciéndose, los pedimentos aumentan hasta formar amplias plataformas rocosas cubiertas de aluviones. En los desiertos del sudoeste de los Estados Unidos y del norte de México, la ladera inclinada que se extiende desde la base de la montaña hasta la playa se denomina bajada. E ste término incluye tanto los abani­ cos fluviales como la superficie de los pedimentos. El bloque C de la figura 1 7 . 10 muestra una etapa avan­ zada en la denudación del medio desértico. Las montañas se han reducido hasta que sólo quedan pequeños restos, pero éstos conservan sus paredes abruptas. Una pequeña masa montañosa, aislada del sector principal de la cadena y rodeada completamente por pedimentos o superficies aluviales se denomina inselberg (término germano que significa "monte-isla"). A io largo de las etapas de denudación que hemos señalado, los procesos fluviales se limitan al transporte de partículas rocosas desde la cadena montañosa a la cuenca más próxima. El suelo de la cuenca, que recibe todos los sedimentos, puede elevarse gradualmente al

El sustrato rocoso se halla ampliamente expuesto en este pedimento en la base de los Montes del Dragan, cerca de Benson, Arizona. (Douglas Johnson.)

FIGURA 17.13.

306

Denudación y clima

mismo tiempo que las montañas disminuyen en eleva­ ción. Debido a que no existe salida hasta el mar, e l concepto d e l nivel d e base d e denudación no tiene senti­ do y la penillanura no representa e l estadio último de denudación, tal como sucede en el medio húmedo. Cada cuenca árida se transforma en un sistema cerrado en cuanto al transporte de materias. Únicamente el sistema hidrológico es abierto, con la entrada de agua en forma de precipitación y la salida como evaporación. La superfi­ cie desértica producida en una avanzada etapa de activi­ dad flu vial es una llanura ondulada, denominada llanura de pedimentación. Se trata de áreas de pedimentos com­ binadas con los abanicos aluviales y las playas que los ro­ dean.

Evolución de las vertientes en los húmedos y áridos

climas

Al describir la evolución de los paisajes en los medios húmedos y áridos hemos señalado dos formas diferentes en la evolución de las laderas montañosas. Colectivamen­ te, todas las superficies que contribuyen al aporte de aguas y sedimentos a los cauces de los ríos se denominan vertientes, tanto si se trata de altas montañas o colinas bajas, así como las paredes de los cañones. Un elemento individual de una vertiente comienza en la divisoria de aguas y sigue la trayectoria del agua hasta el río más cercano. Podemos visualizar este elemento de la vertien­ te como una estrecha tira a la que asignamos una unidad de anchura -un metro o un pie por ejemplo. El perfil de la vertiente es un diagrama de la elevación respecto a la horizontal, siguiendo la línea media del elemento de la vertiente. Los perfiles de las vertientes muestran una gran varie­ dad de formas. La interpretación de cada forma y los cambios producidos con e l tiempo es subjetiva. Existen posibilidades alternati vas fuertemente debatidas entre los geomorfólogos. Una dificu ltad para obtener conclu­ siones acerca de la evolución de las vertientes es que cambian muy lentamente en términos de la vida humana. En realidad, los cambios evolutivos son deducciones más que observaciones concretas. Analizamos aquí dos modelos contrastados de la evolu­ ción de las vertientes, uno en los climas húmedos de latitudes bajas y medias y otro en los climas áridos de las zonas tropicales y lati tudes medias. Estos modelos con­ cuerdan bastante bien con las vertientes observadas en las regiones en las que e l sustrato rocoso es uniforme en cuanto a la meteorización y erosión. Para simplificar el

Divisoria

·:·

!�"�¡ Húmedo

Pedimento

Árido

Evolución de las vertientes y disminución de los relieves en los climas húmedos y áridos. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed., Harper and Row, Publishers figura 36.10. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 17.14.

Evolución de las vertientes en los climas húmedos y áridos

modelo, podemos imaginar que el sustrato está formado por una masa plutónica, tal como el granito o la diorita, y que está fracturado en pequeños bloques de dimensiones uniformes por series de diaclasas uniformemente espa­ ciadas. Por lo tanto, nuestra masa rocosa ideal es homo­ génea tanto en su composición física como química. La figura 1 7.1 4 es un diagrama esquemático de la evo­ lución de las vertientes por el progreso de la denudación en un clima húmedo (izquierda) y en un clima árido (derecha). El perfil de la vertiente acaba en el cauce de un río, el cual presenta una continua reducción de su elevación. En el clima húmedo el perfil presenta una cima redondeada. Aquí dominan los efectos de la erosión producida por la lluvia y la reptación del suelo, tendien­ do a producir un perfil convexo hacia arriba. El resto del perfil es recto hasta su unión con el río. En esta ladera recta y fuertemente inclinada, la denudación actúa a tra­ vés de una combinación de procesos que incluye el deslizamiento de tierras y la reptación del suelo. El mate­ rial es arrastrado tanto como sedimentos como sólidos disueltos (iones). La profundización del cauce asegura el transporte de todos los materiales arrancados de la ver­ tiente, y mantiene el perfil escarpado. Por algún tiempo la vertiente puede ser uniformemente arrasada, como se indica en los perfiles a y b, que son líneas paralelas. Cuando la profundización del cauce disminuye, la cima redondeada aumenta su superficie mientras disminuye el ángulo de la parte inferior del perfil (perfiles c y d). Con el tiempo, el relieve va disminuyendo de tamaño. Enton­ ces comienza a formarse una concavidad hacia arriba en la base de la vertiente (perfil e). En algunos casos se forma en ese lugar un depósito de coluviones. El perfil de la vertiente tiene ahora forma de S. Este contorno se mantiene cuando se ha formado la peni llanura (perfil j). En el medio árido (figura 1 7.1 4 , derecha) el perfil inicial presenta una vertiente recta y abrupta desde la base hasta la cima, de borde afilado. A lo largo de todas las etapas de denudación, el ángulo de este perfil perma­ nece constante. Sin embargo, la base de la vertiente va retr.ocediendo, como se indica en los sucesivos perfiles. La vertiente está cubierta por una gruesa capa de regolita de grano grueso y los afloramientos del sustrato rocoso son numerosos. A partir del río comienza a formarse un pedimento en una etapa primera de evolución (perfil b). El pedimento se amplía como base del retroceso de la vertiente. El corte anguloso entre el pedimento y la mon­ taña es un elemento característico del desierto del su­ roeste de los Estados Unidos y del norte de México; puede observarse en la figura 1 7 . 1 3 . E l perfil e de la figura 17. 1 4 representa un inselberg rodeado por un am­ plio pedimento. Las laderas abruptas desaparecen entera­ mente cuando el inselberg es eliminando, como se mues­ trd en el perfil f; entonces sólo queda el pedimento. Resumiendo los dos modelos idealizados de evolu­ ción, podemos establecer esta generalización: en los cli­ mas húmedos, las vertientes siguen un modelo de retro­ ceso diagonal, en el que todo el perfil disminuye en ángulo con el tiempo. Las vertientes que se desarrollan en un clima árido muestran un retroceso paralelo, en el que el ángulo se mantiene pero la base retrocede a partir del cauce del río y es reemplazada por un pedimento. No hay que olvidar que todos estos conceptos son generalizaciones y que existen diferencias de opinión sobre muchos detalles de la evolución de las vertientes. Pocas áreas amplias de los continentes tienen un sustrato

307

de rocas homogéneas, como establecíamos para nuestro modelo. Generalmente existen estructuras rocosas muy variadas que ejercen una intensa influencia sobre la for­ ma de Ja vertiente, tal como explicaremos en el capítulo 1 8. Puede esperarse que el rejuvenecimiento produzca vertientes complejas en Jos climas húmedos, cuando una nueva generación de vertientes abruptas reemplace a las antiguas. También existe Ja posibilidad de que se produz­ ca un cambio climático de forma que, por ejemplo, las formas de las vertientes de un medio árido evolucionen en uno húmedo. Nuestros modelos de vertientes no se corresponden completamente con los paisajes de Jos climas tropicales o de la tundra ártica. Esta observación conduce a la conclu­ sión de que pueden ser necesarios muchos modelos dife­ rentes para abarcar el conjunto de paisajes originados por la denudación encontrados a lo largo de todo el globo.

El sistema climático del ambiente de la sabana Los procesos geomorfológicos del medio de sabana están fuertemente relacionados con los procesos de formación del suelo, no sólo aquellos procesos que actúan bajo los climas actuales sino también Jos que han podido actuar durante largos períodos de tiempo en el Cenozoico, en el cual prevaleció un clima más húw"'do. Grandes áreas de la sabana se encuentran sobre escudos estables del primi­ tivo subcontinente de Gondwana (capítulo 13). El sustra­ to rocoso de estas áreas es extremadamente complejo en cuanto a Ja composición y estructura de las rocas. Existen numerosas masas emergidas de rocas ígneas plutónicas (batolitos), mientras que los cinturones metamórficos de gran complejidad son también abundantes. Algunos Juga­ res de los escudos presentan cubiertas sedimentarias; se trata de antiguas coladas basálticas. Por lo tanto, los relie­ ves de Ja región de sabana están fuertemente determina­ dos por la estructura del terreno, siendo difícil por ello el reconocimiento de los relieves determinados exclusiva­ mente por los procesos del clima tropical. La naturaleza e intensidad de los procesos de meteori­ zación que actúan en la sabana no están claramente de­ terminados. La meteorización química durante la esta­ ción húmeda está considerada por algunos investigado­ res como un proceso muy importante que afecta las rocas ígneas y metamórficas ricas en aluminosilicatos. La inten­ sidad de Ja erosión debida a las aguas de arroyada tam­ bién se considera que es f'Xtremadamente elevada debi­ do a Ja escasa protección de Ja superficie del suelo proporcionada por la vegetación de sabana, particular­ mente cuando ha sido incendiada antes de las l luvias e intensamente cultivada y pisoteada por los grandes reba­ ños de hervíboros salvajes o domésticos. La carga sedi­ mentaria de Jos ríos -tanto la suspendida como la de fondo- es muy grande durante los períodos de crecida. En contraste, Ja descarga de la corriente disminuye hasta valores mínimos, incluso hasta cero, durante la larga estación seca, cuando los amplios cauces de arena y limo quedan al descubierto. Existen dos elementos del paisaje de Ja región de sabana que merecen atención: ( 1 ) promontorios rocosos aislados y (2) superficies elevadas escalonadas. Los pro­ montorios rocosos son de un tipo especial denominado pitones o panes de azúcar, que se encuentran en África del sur y del este. U n pitón es una masa de granito u otra roca plutónica similar, que presenta una cima redondea-

308

Pitón

Escamas de exfoliación

Roca granltica masiva

Diagrama esquemático de un pitón con la llanura que lo rodea cubierta por una capa de laterita. (Segú n A.N. Strahler.)

FIGURA 17.15.

da, vertientes abruptas y a menudo escamas de exfolia­ ción (capítu lo 1 5 ) . Rodeando al pitón existe una llanura más o menos nivelada, sobre una base de regolita. Algu ­ nos geomorfólogos consideran que se trata de una llanu­ ra de pedimentación formada por procesos similares a Jos que se producen en los desiertos. La figura 1 7.1 5 es un corte esquemático que muestra una interpretación del origen de estas formaciones. Una profunda meteoriza­ ción química se ha producido bajo Ja regolita que rodea el pitón, donde el sustrato rocoso está fuertemente dia­ clasado o está formado de rocas fácilmente alterables. Relacionados con los pitones se encuentran los tors, que consisten en bloques diaclasados redondeados. En el paisaje de sabana de Ja Península I ndia son muy comunes las acumulaciones de cantos redondeados sobre las lla­ nuras. Suponer que los pitones y tors son exclusivos de Ja sabana, como algunos autores han hecho, sería inadecua­ do. Relieves similares pueden encontrarse en una gran variedad de climas, incluyendo el desierto y los climas húmedos de las latitudes medias. Por ejemplo, los tors de la región de Dartmoor del sudoeste de I nglaterra, son muy semejantes a los tors de África. El segundo elemento del paisaje, que está indudable­ mente asociado al medio tropical, es una superficie esca­ lonada originada por la presencia de una capa o capas de materiales derivados del suelo. Como explicamos en el capítulo 23, un horizonte del suelo conocido como plintita es característico de Jos suelos del orden oxisols. La plintita es un sesquióxido de hierro y aluminio procedente de la meteorización. La plintita puede convertirse irreversiblemente en una capa dura denominada laterita, cuando el suelo está expuesto repetidamente a estaciones secas y húmedas. Un término alternativo para la laterita es creta ferruginosa, que indi­ ca la presencia de óxido de hierro como material agluti­ nante. La laterita es una capa de plintita expuesta al medio superficial debido a la erosión de los horizontes superio­ res de un oxisol . El mismo proceso es l levado a cabo por el Hombre en el sudeste asiático, donde Ja plintita es extraída en forma de bloques para Ja construcción (figu­ ra 17. 1 6) . La figura 1 7. 15 muestra una capa de laterita que forma una costra sobre la llanura que rodea al pitón. Donde los ríos excavan valles en Ja capa laterítica se forman pequeños acantilados. Las cortezas de laterita no tienen que estar necesariamente relacionadas con los pitones y se producen frecuentemente en las zonas eleva­ das de las regiones de sabana. Con el desarrollo de la denudación, pueden formarse dos, tres o más capas de Denudación y clima

que se ongmaron como horizontes del suelo durante largos períodos de clima húmedo que representan la expansión geográfica inicial del clima de Monzón hú­ medo en lo que es hoy la región de clima tropical . La conversión del horizonte del suelo en una corteza de laterita acompañó a un cambio en el clima existente, así como el cinturón de clima ecuatorial húmedo se amplía y reduce en las bajas latitudes.

Paisaje y clima

Este templo camboyano fue construido con bloques de plintita extraídos del suelo cuando éste estaba blando. El material se ha endurecido, transformándose en laterita, durante su exposición a la atmósfera. ( Georg G erster/Rapho-Photo Researchers.)

FIGURA 17. 16.

laterita. El paisaje escalonado se asemeja en varios senti · dos al paisaje de mesetas, acantilados y mesas desarrol la· dos en los estratos sedimentarios horizontales de los escudos (capítulo 18) . En muchos lugares del medio tropical la corteza está formada por materiales meteoriza­ dos del suelo o regolita cementados por sílice; este mate· ria! se denomina creta calcedónica para distinguirlo de la creta ferruginosa. Una hipótesis para el desarrollo de estas cortezas es

Paisaje y clima

Este capítulo ha insistido en el papel del clima sobre el modelado de los relieves, pero al mismo tiempo hemos señalado el papel de la geología en la determinación del paisaje global de un área determinada. El elemento rectó· nico tiene una gran importancia junto con el clima, como señalamos en la gran diferencia existente entre el paisaje desértico de la región de Basing and Range y las áreas estables del escudo de Gondwana en los desiertos del sur de África y Australia. La historia, junto con el clima y la geología, debe tenerse en cuenta si queremos llegar a la comprensión global de un paisaje. Los climas del pasado han dejado su huella en el paisaje, tal como encontramos en el caso de las cortezas lateríticas del medio tropical de sabana. La historia geológica ha dejado su marca sobre las masas rocosas a partir de las cuales se han formado los relieves por la acción de los agentes de denudación. Para llegar a una visión general de la variedad de relieves que puede contener un paisaje, en el siguiente capítulo considerare­ mos cómo las variaciones en la composición y estructura de las rocas pueden determinar las diferentes formas de las colinas, valles, alineaciones montañosas o escarpes. A partir de las generalizaciones que caracterizan la am­ plia y distante visión de los paisajes como expresiones de los sistemas climáticos y de la historia tectónica, volvere­ mos nuestro campo de estudio hacia un nivel mucho más elevado que nos proporcionará mayores detalles de un paisaje determinado.

309

CAPÍTULO

18

Los relieves y la estructura de las rocas

En este capítulo volvemos a anal izar los relieves origina­ dos por la erosión sobre la corteza estable de la litosfera continental, después que la actividad volcánica y tectóni­ ca se haya producido en los márgenes activos de las placas. Examinaremos restos geológicos de pasadas coli­ siones continentales y de la actividad tectónica e intrusi­ va que tuvo lugar en las zonas de subducción. Esta activi­ dad de construcción de los continentes comenzó en el Precámbrico, hace unos 3 billones de años, y ha persisti­ do a través de las eras Paleozoica y Mesozoica, en las que orogenia tras orogenia dejaron su marca. Desde el período Cretácico, hace unos 65 millones de años, los estables escudos continentales han sufrido la denudación fluvial, alterada por ocasionales movimientos epirogénicos de descenso que supusieron la inmersión de grandes regiones interiores, y por otros de ascenso que elevaron de nuevo las tierras sumergidas. En realidad los escudos de la era Cenozoica estuvieron localmente afectados por algunas rupturas, pero esta actividad es escasamente perceptible en el paisaje. También existió una actividad volcánica aislada y esporádica. Los elemen­ tos producidos por este hecho fueron tratados en otro capítulo. Se trata de colauas basálticas y de algunos aisla­ dos grupos de volcanes, tales como los Picos de San Francisco al norte de Arizona.

FIGURA 18_1. Muchas formas topográficas se originan mediante el lento proceso de erosión y transporte de las rocas blandas, dejando las más resistentes en forma de salientes o montañas. (Según A.N. Strahler.)

310

En las estables placas litosféricas continentales pode­ mos distinguir varios tipos estructurales de terrenos, cada uno de los cuales ejerce una importante influencia sobre los relieves que se desarrollan en ellos. Pueden señalarse tres tipos básicos de estructuras: (1) estratos sin alterar; (2) estratos deformados afectados por plegamientos, fa­ llas y metamorfismo; y (3) batolitos al descubierto tras una prolongada denudación fluvial. Los volcanes fuerte­ mente erosionados también se incluyen en la lista de relieves caracterizados por la estructura de las rocas.

La estructura de las rocas como condicionante del relieve Cuando se produce el proceso de denudación, los rasgos del paisaje se desarrollan de acuerdo con la composición y la estructura del sustrato rocoso. La figura 18.1 muestra cuatro tipos de rocas sedimentarias, situadas junto a una masa de roca ígnea mucho más antigua, sobre la cual se depositaron los sedimentos. El diagrama muestra los re­ lieves típicos de cada roca, tanto si forman valles como montañas. El corte geológico utiliza los símbolos con­ vencionales utilizados por los geólogos. Estos estratos rocosos han sido fuertemente inclinados y erosionados. La lutita es una roca débil, erosionada por la acción fluvial y forma el suelo de los valles de la región. La caliza, que se disuelve fácilmente por la acción del ácido carbónico, también forma valles en los climas húmedos. Sin embargo, en los climas áridos la caliza es muy resis­ tente y forma generalmente elevados relieves. La arenisca es una roca resistente que forma crestones y tierras eleva­ das. Las rocas ígneas félsicas son resistentes a la denuda­ ción. Bajo la forma de plutones, forman generalmente las tierras altas que sobresalen de los estratos sedimentarios adyacentes. En conjunto, las rocas metamórficas son más resisten­ tes a la denudación que las sedimentarias. Sin embargo, como se indica en la figura 18.38, existen importantes diferencias en los relieves condicionados por los diferen­ tes tipos de rocas metamórficas.

Los relieves y la estructura de las rocas

Buzamiento y dirección En la estructura de cada tipo de roca existen capas natura­ les y planos de debilidad característicos. Se necesita un sistema para describir la posición de esos planos, así como para representarlos en los mapas. Ejemplos de tales planos son las capas estratificadas sedimentarias, las pare­ des de un dique y las diaclasas del granito. Rara vez estos planos son completamente horizontales o verticales. El ángulo agudo formado entre un plano natural de una roca y un plano horizontal imaginario se llama buza­ miento y se mide en grados, pudiendo ir su valor desde O' (para el plano horizontal) hasta 90' para el plano vertical) . La figura 18.2 nos muestra el ángulo de buza­ miento en el afloramiento de una capa de arenisca sobre la que se asienta üna superficie horizontal de agua. El ángulo que forma con el norte la línea de intersección entre el plano inclinado de la capa y un plano horizontal imaginario se denomina dirección. En la figura 18.2, la dirección de la capa es hacia el norte.

Estratos sedimentarios no a/,terados Gran parte de los escudos continentales están cubiertos por est�atos sedimentarios más o menos horizontales (véase la Lámina D ) . Prácticamente no existe límite de edad de los estratos que forman esas cubiertas; casi todos son del Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Raramente se encuentran estratos precámbricos sin que hayan sido alterados por la actividad tectónica. Los estratos sedimen­ tarios no alterados se dividen en dos tipos: estratos hori­ zontales de los escudos y llanuras costeras.

Estratos horizontales Grandes extensiones de los escudos continentales están cubiertas por potentes secuencias de estratos sedimenta­ rios casi horizontales. En varios momentos durante los 600 millones de años que siguieron al final del Precám­ brico, estos estratos fueron depositados en mares interio­ res poco profundos. Después del levantamiento de la corteza, que produjo escasas deformaciones en ellas, es­ tas áreas se convirtieron en superficies continentales so­ metidas a la denudación. En los climas áridos, donde la vegetación es escasa y la acción de las corrientes es especialmente efectiva, se desarrollan relieves claramente definidos sobre los estra­ tos sedimentarios horizontales (figura 18.3) . El relieve

FIGURA 18.2.

Dirección y buzamiento. (Según A.N. Strahler.)

Estratos borizomales

FIGURA 18.3. En los climas áridos se desarrolla una serie característica de formas topográficas en las zonas de estratificación horizontal. (Según A.N. Strahler.)

dominante es una pared rocosa escarpada, denominada acantilado. La base del acantilado está formada por una ladera inclinada. Esta ladera se nivela formando una lla­ nura que termina en el acantilado opuesto. Estas formas están ampliamente desarrolladas en las paredes de los grandes cañones de la Meseta del Colorado (véanse las Láminas H . 1 e1.3) . En estas regiones áridas, la erosión arranca sucesivas capas de rocas, formando mesetas cubiertas por una capa de rocas duras. Los acantilados adoptan una forma casi perpendicular, ya que los materiales blandos expuestos en su base son erosionados rápidamente por la arroyada. Socavados de este modo, los acantilados suelen romperse a favor de las fracturas verticales en ellos desarrolladas. El retroceso de los acantilados produce mesas, mesetas de techo completamente horizontal, bordeadas por todas partes de acantilados (figura 18.3) . Las mesas representan los vestigios de los primitivos estratos más resistentes. A medida que una mesa se va reduciendo por el retroceso de los acantilados que la bordean, sigue manteniendo el techo horizontal. Antes de su desaparición completa, queda reducida a una pequeña colina que se denomina cerro testigo (figura 18.4 y Lámina1.3) . Los terrenos formados por materiales poco consisten­ tes, como arcillas o margas, son rápidamente erosionadas y pueden estar completamente desprovistas de cobertura vegetal. Los materiales blandos son recorridos por una intensa red de pequeñas corrientes que origina badlands,

FIGURA 18-4. Esta antigua fotografía muestra un cerro testigo de areniscas horizontales cubierto por un estrato de yeso . Proximidades d e Cambria, Wyoming. ( N . H . Darton, U . S . Geological Survey.)

311

FIGURA 18.5. Modelo de drenaje dendrítico en estratos horizontales. Las divisorias de agua se señalan por líneas de puntos.

relieve que semeja montañas en miniatura. ( Los badlands fueron explicados en los capítulos 16 y 17; véase la figura 16 5 ) En estas regiones de estratos horizontales el sistema fluvial sigue un modelo de drenaje dendrítico (figu­ ra 1 8. 5 y Lámina I.3) . En este modelo, los pequeños ríos toman una gran variedad de direcciones. Su disposición, que puede compararse a las ramas de un árbol, también se encuentra en áreas con batolitos (véase figura 18.41) . En los escudos también existen áreas de coladas basál­ ticas, cuyos relieves se parecen a los de los estratos horizontales. Este hecho sucede en la meseta de Colum­ bia, situada al este de Washington y Oregón, ya descrita en el capítulo 14. Otro caso es la meseta del Decan, al oeste de la I ndia. En ambas áreas existen grandes depósi­ tos de lavas basálticas que cubren miles de kilómetros cuadrados y tienen cientos de metros de espesor. I nteres­ tratificados con las coladas de lava se hallan depósitos lacustres y fluviales de arenas, gravas y arcillas. Los caño­ nes, mesas y cerros testigos excavados en la lava son similares a los que se forman en los estratos sedimen­ tarios.

almacenan el agua en cantidades sustanciales y permiten que se mueva entre los estratos. Otros materiales permea­ bles que forman buenos acuíferos son la tefra volcánica y algunos tipos de lava. La caliza, en la que se han formado cavernas por la acción del ácido carbónico, puede formar también un excelente acuífero. Por el contrario, los le­ chos de arcilla y lutita tienen baja permeabilidad e impi­ den el movimiento del agua, denominándose acuicluido. Donde los estratos son casi horizontales o están ligera­ mente inclinados, el flujo del agua puede ser bastante diferente de los modelos simples de la figura 11.4. Su­ pongamos, por ejemplo, que la región presenta estratos sedimentarios con lechos de areniscas alternados con otros de lutita (figura 18.6 A) . El nivel freático principal se encuentra en el interior del acu ífero de arenisca. La parte superior de la zona saturada ocupa la porción infe­ rior del acuífero. El acuicluido se encuentra también en la zona saturada, pero debido a Ja baja permeabilidad, el agua se encuentra prácticamente estancada. El agua se mueve bastante rápidamente a través del acu ífero. La dirección de este movimiento tiene que ser necesaria­ mente casi horizontal y a favor del gradiente del nivel freático. La figura 18.6 nos muestra también un depósito de esqu istos arcillosos en forma de lente dentro de la parte superior del bloque de arenisca. Actuando como un acui· cluido bloquea la filtración del agua a través de la zona no saturada. Como resultado, este bloque recoge el agua subterránea. La parte superior de este depósito de agua se denomina nivel freático colgado. En estos acuicluidos el agua se mueve hacia los bordes, desde los cuales gotea hacia la parte inferior del acuífero y, con el tiempo, alcanza el nivel freático principal.

A

Aguas subterráneas en los estratos sedimentarios Los estratos sedimentarios a menudo ejercen un impor­ tante papel en el almace'laje y movimiento de las aguas subterráneas. La arena limpia y bien clasificada -tal como la de las playas, dunas o aluviones fluviales- puede alma­ cenar agua en una cantidad igual a un tercio de su volu­ men total. La porosidad del material es elevada. El agua puede moverse libremente a lo largo de estos sedimen­ tos, ya que su permeabilidad es elevada. Los estratos de areniscas de grano grueso tienen una porosidad y per· meabilidad relativamente altas, formando acuíferos que

312

FIGURA

18.6. Aguas subterráneas en estratos horizontales. (A) Acuífero ilimitado por un acuicluido por debajo y un nivel freático colgado. (B) Fuentes determinadas por la parte superior de los acuicluidos. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S .A., Barcelona 1 987, figura 15.8.)

Los relieves y la estructura de las rocas

(Derecha)

El Monte Hood, volcán compuesto, recientemente formado de la

Cordillera de las Cascadas, en Oregón, cuya elevación es de unos

3.350 m.

Los glaciares han excavado las laderas del cono. (Orlo E. Childs.)

(Abajo)

Reciente cono de cenizas situado cerca de Bend, en Oregón. La

superficie rugosa de la base del cono es una colada de lava. (Orlo E. Childs.)

La Roca del Barco, Nuevo México, es una aguja volcánica

encerrada en una formación de esquistos. Este pico se eleva

520 m por encima de la llanura colindante. (Mark

A. Melton.)

(Izquierda)

Escudos volcánicos de basalto en la isla de Hawai.

El más cercano, con nieve en la cima, es un volcán extinguido, el Mauna Kea. El más distante, a la izquierda, es el Mauna Loa, un escudo volcánico activo. Ambos se elevan por encima de los

(Abajo)

El Cañón Waimaea de

4.000 m. (Arthur N. Strahler.)

760 m de profundidad ha sido excavado en la

ladera de un escudo volcánico extinguido en Kauai, Hawai. En la imagen pueden apreciarse las coladas rle lava. (Arthur N. Strahler.)

Halemaumau, cráter de escarpadas paredes situado en la depresión central (caldera) del volcán Kilauea en Hawai. (Arthur N. Strahler.)

Relieves volcánicos

Lámina 1.1

Esta escarpada pared rocosa de 300 m de altitud es un escarpe de falla. El levantamiento a lo largo de la falla produjo una meseta de

caliza

masiva. Big Bend National

Park, Texas. (Mark A. Melton.)

Fotografiado por los astronautas del vehículo espacial

Géminis XII, el Mar Rojo se ensancha hacia el suroeste,

situado al fondo de la imagen. El Mar Rojo tiene una anchura de 200

km

aproximadamente. Las ort:las rectas

y paralelas revelan su origen como una franja de suelo

oceánko que se amplía entre dos placas litosférlcas que

se están separando. La Península Arábiga se encuentra a

la izquierda, y Egipto a la derecha. El Golfo de Soez (al

pie de la fotografía, en el centro) y el Golfo de Aqaba

(izquierda) son estrechas depresiones -fosas tectónicas­

limitadas por fallas normales. La Península del Slnaí, de

forma triangular, se encuentra entre ellos. (NASA n.

S66-63481.)

Falla normal en un lecho de esquistos rojos, en la Meseta de Kaibab, Arizona. (Arthur N. Strahler.)

Grandes montañas de bloques fallados forman la pared este del Valle de la Muerte en California. En la base de la montaña existe un escarpe de falla activo, parcialmente cubierta por abanicos aluviales. (Mark A. Melton.)

Pequeña fosa. El valle representa un bloque hundido entre dos fallas normales. Meseta de Coconino, Arlzona. (Donald R. Babenroth.)

Lámina 1.2

Relieves fallados

Estratos del Eoceno intrincadamente excavados en el Cañón Brice, National Park, Utah. Estos lechos calizos se encontraban en el fondo de un lago, y después fueron elevados hasta constituir una elevada meseta. (Orlo E. Childs.)

Cerro testigo de areniscas (formación de la Mesa Verde), no lejos de la Roca del Barco, al noroeste de Nuevo México. Los esquistos (formación de los Mancos) constituyen la base del cerro testigo. (Arthur N. Strahler.)

(Fotografía superior)

Areniscas y esquistos con profundos

cañones en un clima semiárido. Vista desde el Dead llorse Point, Canyon Lands National Park, Utah. (Arthur N. Strahler.)

(Arriba)

Coladas horizontales de lava basáltica, acumuladas una

sobre otra, forman estos acantilados en la pared sur de la garganta del Columbia, Washington. En ella se observa el diaclasamiento columnar. (Orlo E. Chllds.)

En esta fotografía espacial del Géminis VII , los cañones excavados en

los estratos calizos horizontales muestran un modelo de drenaje

dendrítico. Este área es una parte de la Meseta de lladramawth, cerca de la costa sur de la Península Arábiga. En la parte superior izquierda, el Uadi lladramawth es un amplio valle seco cuyo suelo está formado por aluviones arenosos. La anchura de este área es de unos

160 km. (NASA n. S65-64010.)

Estratos horizontales

Lámina 1.3

Amplio pliegue anticlinal en el Valle de la Muerte, California. Los estratos blandos y fácilmente erosionables

presentan formas abruptas en las diferentes alineaciones y

en el límite del anticlinal. {Mark A. Melton.)

Hogbacks en areniscas de ftterte buzamiento en Paria, Utah. Los valles entre los hogbacks están Estratos inclinados excavados en las

constituidos por débiles esquistos. {Donald L. Babenroth.)

areniscas jurásicas, cerca de Marsh Pass, Arizona. (Alan H. Strahler.)

Estratos

de arenisca casi verticales

proporcionan su originalidad de

los Dioses,

al Jardín

localizado cerca de

Colorado Springs, Colorado. (Arthur N. Strahlcr.)

Allneacione� montañosas en zigzag, formadas en pliegues de cabeceo en estratos paleozoicos fuertemente erosionados, caracterizan los Apalaches

en el sur de Pensilvania. En esta imagen,

obtenida por el satélite orbital Landsat, el río Susquehanna atraviesa las estrechas alineaciones a través de una serie de Watergaps al norte de Harrisburg. Las manchas blancas {izquierda) son nieve caída el día anterior. El área que representa la fotografía es de unos 160 km. {NASA-EROS Data Center, n. 811711S24SSN.)

Lámina 1.4

Domos y pliegues

El acuífero de la figura 18.6 se define como acuífero ilimitado, debido a que el nivel freático puede recibir agua de la parte superior y caer libremente dentro del acuífero en respuesta a los cambios en la cantidad de agua recibida. El diagrama B de la figura 18.6 muestra cómo los acuicluidos pu eden determinar la forma en la que las aguas subterráneas emergen a la superficie. Utilizando la misma estructura geológica que en el diagrama A, hemos dibujado un profundo valle de un río que corta los estra­ tos. El depósito de esquisto queda ahora al descubierto en la pared superior del valle. El agua subterránea emer­ ge del nivel freático colgado a través de una serie de fuentes. Una fuente es cualquier flujo de agua subterrá­ nea que emerge de forma natural de la superficie sólida de la tierra. (Las fuentes también pueden brotar del suelo de los ríos, lagos o del océano. ) Una segunda serie de fuentes se ha formado en la pared inferior del valle, en el lugar en el que el nivel freático principal intersecta la superficie. Las fuentes de agua subterráneas se producen bajo una gran variedad de condiciones geológicas y noso­ tros hemos mostrado únicamente un caso simple. Las fuentes son normalmente elementos insignifican­ tes, que permanecen desapercibidas debido a que están ocultas por la vegetación. Muchas pequeñas fuentes de­ jan de fluir durante el verano. Algunas fuentes grandes producen copiosos y continuos flujos de agua. Un ejem­ plo impresionante son las Mil Fuentes del río Snake en Idaho, donde una gran cantidad de agua emerge de capas muy permeables de basalto escoriáceo (figura 18.7). Cuando los estratos están suavemente inclinados, las condiciones pueden ser favorables para el desarrollo de un flujo artesiano, el movimiento espontáneo hacia arri­ ba del agua subterránea en un pozo o fuente. La figu­ ra 18. 8 muestra un acuífero confinado de arenisca, cu­ bierto por un acuicluido de esquistos. El acuífero recibe el agua a través de un afloramiento situado en una posi­ ción relativamente elevada. Este agua se mueve hacia los niveles inferiores del acu ífero, y debido a la presión hidrostática puede ascender por encima de la superficie superior del acuífero. El límite de ascenso es la superficie de presión hidrostática, indicada por una línea disconti­ nua en la figura 18.8. La altura de esta superficie disminu­ ye al aumentar la distancia al área de absorción de agua, debido a que la energía se gasta en el flujo del agua a través del acuífero. Como muestra el diagrama, los pozos artesianos se producen en aquellos lugares en los que la superficie del suelo y la parte superior del pozo se en­ cuentran bajo la superficie de presión. Donde se encuen­ tran por encima de la superficie de presión, el agua ascenderá únicamente hasta el nivel de esta superficie.

FIGURA 18.7. Las Mil Fuentes en Idaho emergen de la parte norte del Cañón del río Snake, al otro lado de la desembocadura del río Salmon. La surgencia brota de una capa de basalto poroso. (U.S. Geological Survey.)

Las fuentes artesianas naturales pueden producirse don­ de una falla o un proceso de disolución han originado un corredor por el que el agua asciende a través del acuiclui­ do confinado. El concepto "artesiano"deriva de la palabra francesa artésien que significa "perteneciente a la provincia de Artois". Hacia 1750, en la provincia más septentrional de Francia, se perforaron profundos pozos para alcanzar acuíferos confinados y obtener flujos artesianos. Desde entonces, muchas regiones de estratos sedimentarios han proporcionado gran cantidad de agua artesiana. Una de las áreas más extensas es la región de Jos Grandes Llanos, que cubre parte de Kansas, Nebraska y Colorado y se extiende hacia el norte, hasta las Colinas Negras de Dako­ ta del Sur. Por debajo de toda esta área existe una capa de arenisca que ha proporcionado agua artesiana en muchos lugares. Desde principios de este siglo se han perforado numerosos pozos para irrigación en toda la región. El agua está siendo extraída a un ritmo que excede grande­ mente al de recarga. En consecuencia, pocos de estos pozos producen actualmente flujos superficiales y la ma­ yoría de ellos tienen que ser bombeados para producir agua.

Elementos ambientales y recursos de los escudos Los estratos horizontales que cubren los escudos contie­ nen muchos minerales y rocas de gran valor económico. Las piedras para la construcción, tales como las calizas de Bedford en Indiana o las areniscas de Berea en Ohio son

FIGURA 18.8. Corte esquemático de u n sistema artesiano. (Según A . N . Strahier, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 15. 1 1.)

Elementos ambientales y recursos de los escudos

313

Yac1m1entos : de la costa ,'

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Escala

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FIGURA 18.9. Yacimientos de carbón en los Estados Unidos y sur de Canadá. El lignito de la zona sur se encuentra en la llanura costera. Los yacimientos de antracita se sitúan en estratos plegados.

un valioso recurso. La caliza es extraída para su utiliza­ ción en la elaboración del cemento portland o como fundente en las fundiciones de hierro. Algunos importan­ tes depósitos de plomo, zinc y hierro se encuentran en las rocas sedimentarias. Por ejemplo, las minas de plomo y cinc del distrito de Tristate (Missouri, Kansas y Oklaho­ ma) se hallan en calizas horizontales. Las minas de ura­ nio son importantes en los estratos de la Meseta del Colo­ rado. Quizá los mayores recursos minerales de los estratos sedimentarios que cubren los escudos son el carbón y el

lignito, descritos en el capítulo 12. Como muestra el mapa de los yacimientos de carbón de Norteamérica (fi. gura 18.9), existen grandes reservas cerca de la superfi­ cie, en áreas de estratos horizontales en la región de los grandes llanos al oeste del Mississippi, en las cuencas sedimentarias de las Montañas Rocosas, y en la Meseta del Colorado cerca del límite común de los estados de Utah, Arizona, Colorado y Nuevo México. La gran demanda de este carbón durante décadas conducirá pro­ bablemente a la explotación de extensas áreas y a la construcción de centrales eléctricas cercanas a los yaci-

FIGURA 18.10. Este gran fi lón de carbón, cuyo espesor oscila entre los 18 y 27 m, está siendo explotado en Wyodak, Wyoming. La pala mecánica de la parte superior está removiendo los terrenos de recubrimiento; la pala mecánica de la base del filón arranca el carbón. (Bureau of Mines, U.S. Department of the I nterior.)

314

Los relieves y la estructura ere las rocas

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FIGURA 18.1 1 . Explotaciones a cielo abierto horizontales (A) y explotaciones según las curvas de nivel (B). (Según A.N. Strahler.)

mientos, que utilizarán el carbón obtenido para su fun­ cionamiento. Los ecologistas están muy interesados en la escarificación de las tierras y en la contaminación del aire producidos por este desarrollo (figura 18.10). La mayor forma de escarificación de la tierra está rela­ cionada con las minas de carbón. Para explotar el carbón de depósitos profundos se perforan pozos verticales hasta alcanzar la veta. La extracción del carbón se realiza en­ tonces a través de la extensión galerías horizontales. En los terrenos montañosos, las galerías pueden abrirse di­ rectamente a partir de los afloramientos en las laderas. La explotación subterránea del carbón produce en muchas ocasiones daños en las tierras situadas por encima debido al hundimiento de las minas, lo cual provoca una subsi­ dencia del terreno, fenómeno que puede considerarse como una forma más de destrucción de las vertientes. Un ejemplo de ello procede de la ciudad de Scranton en Pensilvania. Aquí, el hundimiento de las minas abando­ nadas de antracita ha causado repetidamente fracturas en el suelo y daños en las calles y edificios. Cerca de Hanna en Wyomin, el desplome de las minas ha producido profundos pozos mientras la combustión subterránea del carbón del subsuelo ha agravado el proceso. En los lugares en que el carbón se encuentra cerca de la superficie o aflora en las vertientes, se utiliza el méto­ do de explotaciones a cielo abierto. Los equipos de exca­ vación eliminan lo,; estratos superiores (terrenos de recu­ brimiento) para alcanzar el carbón, que es sacado por potentes palas mecánicas. Existen dos tipos de explota­ ciones a cielo abierto, cada una de ellas adaptada a las relaciones entre la superficie del suelo y la veta de car­ bón. Las explotaciones horizontales se utilizan en regio­ nes en las que la superficie es prácticamente plana (figu­ ra 18.llA). Después de excavar una primera sección y extraer toda la capa de carbón, se comienza con otra sección, mientras los materiales de los terrenos de recu­ brimiento se depositan en el lugar dejado por la primera. Por lo tanto, se va vaciando gradualmente toda la zona, dejando una serie de acumulaciones paralelas de materia­ les de desecho. Los fosfatos del área de Florida son extraídos por este método, que también se utilizá para las capas de arcilla. El método de explotación según las curvas de nivel se utiliza donde se encuentran aflora­ mientos de carbón en las laderas de las montañas (figu­ ra 18.llB). El carbón es dejado al descubierto hasta don-

Llanuras costeras

FIGURA 18.1 2. Explotación según las curvas de nivel en el condado de Wise, Virginia. (Kenneth Murray, Kingsport, Tenn . , d e l a Nancy Palmer Photo Agency, Inc.)

de es posible, los materiales de desecho se depositan en la parte inferior de la.vertiente. El resultado es un terreno limitado por un lado por un abrupto acantilado rocoso, y por el otro por una acumulación de materiales. Las exca­ vaciones forman sinuosidades a lo largo de la ladera siguiendo las líneas del afloramiento (figura 18.12). Las acumulaciones de materiales de desecho son muy susceptibles a una rápida erosión por efecto de las lluvias torrenciales, produciendo grandes cantidades de sedi­ mentos. Este material es arrastrado río abajo, acumulán­ dose en el fondo de los valles (capítulo 16). En las escarpadas vertientes montañosas del área de los Apala­ ches, la destrucción de las vertientes en forma de desliza­ mientos y desprendimientos afecta a estos depósitos, en los que existen restos de minerales de azufre, afectando intensamente a los ríos que drenan el área.

Llanuras costeras Las llanuras costeras son acumu laciones no alteradas de estratos marinos sobre los márgenes continentales pasi­ vos. Véase la figura 13.9 para apreciar la geología de las llanuras costeras. En los lugares en los que la litosfera continental y oceánica están en contacto en una placa litosférica individual, los sedimentos se acumulan en forma de cuña en la plataforma continental. El borde de la placa continental se hunde al acumularse los materia­ les por efecto de la compensación isostática (capítu­ lo 17). La profundidad de1 agua sobre la plataforma conti­ nental sigue siendo escasa, pero la cuña de sedimentos puede alcanzar espesores de miles de metros en un pe­ ríodo de tiempo de 50 a 100 millones de años. Los

315

Arcilla

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A Macizo primitivo

Tierra baja interior

Cuesta

Tierra baja

Cuesta

B FIGURA

18. 13. Desarrollo de una amplia llanura costera. (A) Fase inicial; llanura recientemente emergida. (B) Etapa avanzada; cuestas y tierras bajas ya desarrolladas. S = corriente subsecuente; C = corriente consecuente . (Según A.N. Strahler.)

márgenes continentales pasivos con espesos depósitos sobre la plataforma continental se encuentran rodeando las cuencas oceánicas del Atlántico norte y sur. (El mapa­ mundi de las placas litosféricas en la figura 13.14 muestra que los márgenes continentales se encuentran dentro de las placas litosféricas. ) Cuando esos márgenes con­ tinentales experimentan procesos epirogénicos de hundimiento, se convierten en áreas sumergidas de las plataformas continentales. Durante la inmersión, la arci­ lla marina, el limo y la arena se depositan en capas en forma de cuña. El levantamiento epirogénico de los már­ genes continentales ha llevado a una amplia zona de estos estratos marinos por encima del nivel del mar, originando las llanuras costeras. El bloque A de la figura 18.13 muestra u na llanura costera recientemente emergida. Se trata de una superfi­ cie suavemente ondulada, sin apenas relieves, inclinada hacia el mar. Los ríos que drenan la superficie inicial se extienden por la llanura hasta alcanzar el mar. Estos ríos se denominan corrientes consecuentes ya que siguen la vertiente inicial de una nueva superficie. (Las corrientes radiales que se originan en las laderas de un volcán reciente también se encuentran dentro de las corrientes consecuentes por la misma definición.) El diagrama muestra las líneas paralelas de cordones litorales que forman una barrera para las corrientes consecuentes, obligando a una de ellas a discurrir en forma paralela a la línea de costa. En una etapa avanzada de la erosión de la llanura costera se desarrollan nuevos ríos y nuevas formas topo­ gráficas (bloque B de la figura 18.13). Donde se hallan expuestos terrenos fácilmente erosionables (arcillas o esquistos) , la denudación es rápida y se forman tierras bajas. Entre ellas existen alineaciones de materiales más consistentes que dan lugar a cuestas. Las cuestas se origi­ nan generalmente en areniscas o calizas. La depresión formada entre la primera cuesta y el macizo primitivo (oldland) recibe el nombre de tierra baja interior. Los ríos que se desarrollan en la dirección de las tierras bajas, paralelos a la línea de costa, se denominan corrien­ tes subsecuentes. Suelen situarse a lo largo de las zonas

316

en que la roca es más débil y, por lo tanto, se adaptan fácilmente al imperativo del terreno. En muchas regiones se producen corrientes subsecuentes, las cuales mencio­ naremos de nuevo al estudiar los domos y cuencas. Las líneas de drenaje en una llanura costera en estado de madurez se combinan formando un modelo de drenaje en reja. En este modelo, las corrientes subsecuentes forman ángulos casi rectos con las corrientes conse­ cuentes.

Llanuras costeras de los Estados Unidos La llanura costera del este de los Estados Unidos es una gran región geográfica, cuya amplitud oscila entre los 160 y 500 km y cuya extensión es de unos 3.000 km, a lo largo de las costas del Atlántico y del Golfo de México. La llanura costera comienza en Long Island, Nueva York, que es una cuesta parcialmente sumergida, y aumenta rápidamente de anchura hacia el sur para abarcar gran parte de Nueva Jersey, Delaware, Maryland y Virginia (figura 18.14). En toda esta porción de llanura costera . solamente existe una cuesta. La tierra baja interior es un amplio y continuo valle que se ha desarrollado en una débil formación arcillosa. En Alabama y Mississippi la llanura costera se halla ya en estado de madurez. Las cuestas y las tierras bajas corren alineadas de un modo aproximadamente paralelo a la costa (figura 18.15). Las cuestas están modelapas en formaciones de areniscas y están cubiertas de bosques de pinos. Las calizas bajas forman suelos fértiles en las tie­ rras bajas, tales como los del Black Belt en Alabama.

Elementos ambientales y recursos de las llanuras costeras Las grandes llanuras costeras de los Estados Unidos po­ seen un desarrollo agrícola intensivo debido a la fertili­ dad natural de los suelos provocada por los estratos de carbonatos. Las cuestas arenosas, con suelos pobres en nutrientes para las plantas, están cubiertos de importan-

Los relieves y la estructura de las rocas

o

100

200

300 km

o

o

100

18.14. La llanura costera de los estados del este de los Estados Unidos muestra escaso desarrollo de las cuestas, excepto en Nueva Jersey. El límite interior de la llanura costera se ha indicado mediante una serie de ciudades de la Línea de Cascadas. (Según A.K. Lobeck.)

tes plantaciones de pinos en el sur de los Estados Uni­ dos. Las vías de transporte suelen seguir las tierras bajas y conectar las ciudades existentes allí. Por ejemplo, las carreteras y líneas férreas que ponen en comunicación Nueva York con Treman, Filadelfia, Baltimore y Washing­ ton están todas ellas situadas en la tierra baja interior (figura 18.14). El límite posterior de la tierra baja interior es conocido como Línea de Cascadas, debido a que los grandes ríos han desarrollado cascadas y rápidos en las duras rocas primitivas. Las ciudades crecen a lo largo de esta línea, a partir de la cual los ríos se convierten en estuarios navegables. De esta forma, la geología ha influi­ do en la localización de Megalópolis. Los estratos sedimentarios de una llanura costera que buzan hacia el mar constituyen una estructura favorable para el desarrollo de pozos artesianos. El agua de la lluvia penetra profundamente en los estratos arenosos de las cuestas, que a su vez se hallan cubiertos de arcillas impermeables al flujo subterráneo. Cuando se perfora un pozo que llegue hasta la formación arenosa, el agua sale a la superficie empujada por la presión hidraúlica. El agua de origen artesiano es empleada en grandes cantida-

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La llanura costera de Alabama y Mississippi FIGURA 18.1 5. está formada por una serie de cuestas arenosas y tierras bajas de arcillas y margas. (Según A.K. Lobeck . )

des en muchas partes de la llanura costera del Atlántico y del Golfo de México, pero es insuficiente para cubrir las demandas de las grandes e industrializadas ciudades allí existentes. La llanura costera del Golfo de México contiene enor­ mes acumulaciones de petróleo y de gas natural, gran parte de las cuales ya· se están explotando. El petróleo se halla situado en trampas estratigráficas, que son estratos o lentejones de arena. o arenisca permeables recubiertos de arcillas impermeables. Un tipo de trampa estratigráfi­ ca es el acuñamiento de estratos representado en la figura 18.16. En ella se observa cómo una formación de arenisca de la secuencia estratigráfica de la llanura coste­ ra se adelgaza hacia tierra a modo de cuña hasta desapa­ recer. Tapada por lechos impermeables, la cuña de are­ nisca actúa a modo de trampa para el petróleo que ha emigrado hacia arriba por este estrato. La figura 18.17 presenta dos alineaciones de bolsadas de petróleo de este tipo que se hallan en la costa de Texas. Otro tipo muy diferente de bolsada de petróleo, abun­ dante en los estratos sedimentarios de la costa del Golfo de México, está asociado a los domos de sal o diapiros salinos (figura 18.18). Estas extrañas masas de sal gema ascienden a través de los estratos de la llanura costera.

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18. 16. Las bolsadas de petróleo pueden formarse en los bordes de las formaciones de arenisca que se acuñan hacia arriba.

Elementos ambientales y recursos de las llanuras costeras

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FIGURA 18. 17. Dos zonas de bolsadas de petróleo en acuñamientos de estratos 'e arenisca eocena (AA') y oligocena (BB'). (Según A.I . Levorsen. )

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Sección idealizada de Ja estructura de un

FIGURA 18. 1 9. Los puntos indican la distribución de los diapiros de sal en la región de la costa del Golfo de México. (Según K.K. Landes.)

la anhidrita de su parte superior. El petróleo se extrae de las cavidades en la caliza. En la figura 18.19 puede obser­ varse la distribución de los diapiros salinos de la costa del Golfo de México. Otros depósitos minerales de importancia económica de las llanuras costeras son el azufre en Louisiana y Texas; fosfatos de Florida; y arcilla, utilizada en alfarería en Nueva Jersey y ambas Carolinas.

Estratos a/.terados Otro tipo de terrenos que se encuentran en los escudos continentales son los estratos alterados. Esta categoría incluye dos tipos con deformación estructural simple: domos sedimentarios y regiones plegadas. Existe una ter­ cera clase estructural formada por áreas de estratos muy deformados, con pliegues apretados y fallas inversas. Los estratos están fuertemente metamorfizados. Los estratos alterados se relacionan con los procesos orogénicos descritos en el capítulo 13. Las regiones ple · gadas suelen formar cinturones paralelos a otros de estra· tos fuertemente deformados, como se indica en la figu­ ra 18.20. (Los Apalaches son un ejemplo claro de este hecho.) El diagrama muestra un cinturón de intenso plegamiento y fallamiento, en el que los estratos se han convertido en rocas metamórficas -esquisto, mármol y gneiss. Este cinturón representa el núcleo de una sutura producida en una colisión continental. En el caso de los Apalaches, la sutura tuvo lugar al final de la era Paleozoi­ ca. La fusión de grandes masas de sedimentos a gran profundidad produjo batolitos de roca félsica (granito) , que están actualmente al descubiertó, como se aprecia en la parte derecha del diagrama. Hacia el interior del conti­ nente, a la izquierda, la zona fuertemente deformada da paso a una región plegada que está formada por simples ondulaciones de la cubierta sedimentaria en forma de ola. Un cinturón de este tipo constituye una importante subdivisión de los Apalaches. Más hacia la izquierda, �xiste un área en la que la cubierta del escudo permane­ ce horizontal, habiendo sido poco afectada por la activi­ dad tectónica. En la región de los Apalaches, una elevada zona de estratos horizontales denominada Meseta de los Apalaches bordea el cinturón de pliegues por el oeste.

Los relieves y la estructura de las rocas

Corteza continental

Litosfera

FIGURA 18.20.

Bloque diagrama esquemático de los tipos estructurales básicos de estratos alterados. (Según A.N. Strahler.)

Astenosfera

En la región interior de la figura 18.20 hemos indicado un amplio domo bajo, no relacionado con la zona de sutura o con cualquier otro elemento tectónico de los bordes de las placas litosféricas. Algunos domos presen­ tan una forma casi circular, mientras otros son elípticos. Bajo estos domos se encuentran rocas antiguas, por lo que parece que representan un levantamiento local de una capa de la corteza. La mayoría no presentan signos de actividad ígnea en el momento de su formación y parece que el levantamiento se debe a fuerzas mecánicas.

Domos sedimentarios Los procesos de erosión de un domo sedimentario están señalados en los dos bloques del diagrama de la figu­ ra 18.21. El diámetro del domo es del orden de 50 a 100 km. En primer lugar se erosiona la región de la cima del domo, dejando al descubierto los estratos más antiguos que se encuentran por debajo. Los bordes erosionados de los estratos fuertemente inclinados forman unas alinea­ ciones en forma de dientes de sierra denominados hog· backs (figura 18.22 y Lámina L.4). Cuando se ha erosiona­ do el último de los estratos, las antiguas rocas del escudo aparecen al descubierto en el núcleo central del domo. Aquí se desarrolla un terreno montañoso en los plutones. La figura 18.23 es un diagrama idealizado que muestra las relaciones entre el relieve y el buzamiento de los estratos. En la parte derecha existen hogbacks formados en las capas de arenisca con fuerte buzamiento. Los es­ quistos débiles forman estrechos valles entre los hog-

FIGURA 18.21.

Erosión de Jos estratos de Ja cima de u n domo sedimentario. (A) Estratos parcialmente erosionados, formando u n hogback circular. (B) Los estratos del centro son erosionados, dejando al descubierto un núcleo de antiguas rocas ígneas o metamórficas. (Según A.N. Strahler.)

Domos sedimentarios

FIGURA 18.22.

Hogback en la ladera del anticlinal Virgin en el suroeste de Utah. (Frank Jensen.)

319

Pies

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Sección estructural

-��������������.-.- 3 Dominguez Hills, domo que contiene valiosas reservas de petróleo. (Según H.W. Hoots y U . S . Geological Survey.)

FIGURA 18.23.

Los hogbacks pueden pasar gradualmente a cuestas y las cuestas a mesetas y explanadas si el estrato va ganando horizontalidad progresivamente. S = corriente subsecuente; H = alineación de hogbacks; Cu = cuesta; M = mesa; A = acantilado; Ms = meseta. (Según W . M . Davis.)

FIGURA 18.25.

backs y entre las rocas del escudo y un hogback. Las corrientes subsecuentes discurren por los valles de rocas blandas. Hacia la parte central del bloque diagrama, el ángulo de buzamiento de los estratos disminuye, de tal forma que el hogback deja paso a amplias alineaciones en forma de cuesta. La cuesta tiene una vertiente abrupta en fo rma de acantilado por un lado, y una vertiente de superficie suave en el lado opuesto. Las cuestas de las llanuras costeras muestran también esta forma asimétrica si los estratos situados por debajo de ellas están muy endurecidos. Las cuestas pueden encontrarse en los flan­ cos de los domos sedimentarios cuando el buzamiento es pequeño. Hacia la parte posterior del diagrama, los estra­ tos se hacen casi horizontales. En esa zona la erosión produce mesetas, acantilados y mesas. La red hidrográfica en un domo fuertemente erosiona­ do muestra el dominio de las corrientes subsecuentes, que forman un sistema circular denominado modelo anu­ lar de drenaje (figura 18.24) . Los cortos afluentes se ordenan en forma radial. El conjunto del sistema se pare­ ce a un drenaje en reja circular. En los domos sedimentarios existen importantes acu­ mulaciones de petróleo y gas natural. Muchos pequeños domos de las Montañas Rocosas han sido grandes pro­ ductores de petróleo, como el domo de Rock Springs y el domo de l eapot en Wyoming. El petróleo se acumula en la arenisca situada por debajo de la capa de esquisto. U n

ejemplo de pequeño domo que ha sido un importante productor de petróleo es el de Dominguez Hills en la cuenca de Los Ángeles (figura 18.25) .

El domo de Black Hills Un ejemplo clásico de gran domo sedimentario es el domo de Black Hills, situado al oeste de Dakota del Sur y al este de Wyoming (figura 18.26). Los valles que rodean al domo son espléndidos emplazamientos para vías fé­ rreas y carreteras. Por lo tanto, es natural que las principa­ les ciudades y pueblos se asienten también en estos valles. Un valle en particular, el Red Valley, da la vuelta entera al domo y por eso se le denomina también la Pista de Carreras. La erosión puede actuar fácilmente en él debido a que está cubierto por un débil esquisto. En el Red Valley se asientan poblaciones como Rapid Ciry, Spearfish y Sturgis. La pared externa del valle es muy elevada y está formada por un escarpado hogback de arenisca de Dakota, que se conoce con el nombre de Hogback Ridge. Alcanza una altura de 150 m sobre el nivel del valle. Más allá de los bordes del domo los estratos están mucho menos inclinados y dan lugar a una serie de cuestas. Se obtiene agua artesiana de pozos perforados en la llanura adyacente. La parte central este de Black Hills consiste en un núcleo montañoso de roca metamórfica e intrusiva. Estas montañas se hallan cubier­ tas de espesos bosques y los valles intermedios constitu­ yen hermosos parques. Debido a esto, la región es suma­ mente atractiva en verano. El pico Harney, de 2.207 m, es la máxima elevación de los montes del núcleo. En la parte norte de este núcleo central, cerca de Lead y Dead­ wood, existen valiosos depósitos minerales. En Lead se halla la fabulosa mina Homstake, una de- las más ricas minas de oro del mundo. La parte central oeste de Black Hills consiste en una meseta caliza profundamente excavada por las corrientes fluviales. El domo original tenía la superficie casi hori­ zontal. La meseta de caliza representa uno de los últimos restos de la cobertera sedimentaria existente sobre el núcleo del domo.

Relieves de las regfones plegadas FIGURA 18.24 .

E l modelo d e drenaje en u n domo erosionado combina elementos anulares y radiales.

320

En la figura 18.27 se muestran los estadios de erosión sucesivos a través de los cuales pasan los pliegues parale­ los en forma de olas. Un pliegue con la parte cóncava

Los relieves y la estructura de las rocas

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2 0 mi 30 Km =

hacia arriba se denomina sinclinal, y si la presenta hacia abajo anticlinal ( Lámina L.4). En un estadio inicial del desarrollo de los pliegues, los anticlinales se identifican con las montañas mientras los sinclinales lo hacen con los valles. El bloque A de la figura 18.27 muestra la erosión de los anticlinales durante las últimas fases del plegamiento. Los sinclinales se van llenando progresivamente con los materiales aluviales procedentes de los acantilados adya­ centes. Una vez que ha cesado el empuje que ha motiva· do el plegamiento, los estratos superiores de material blando e inconsolidado aún van siendo removidos, como se observa en el bloque B, hasta que quedan expuestos los materiales más resistentes que indican la magnitud del plegamiento. Coincidiendo con los sinclinales se hallan los valles sinclinales, y con los anticlinales las

montañas anticlinales. Las corrientes de agua que discurren por los flancos anticlinales excavan rápidamente profundos barrancos y ponen al descubierto los estratos inferiores. La erosión alcanza rápidamente la cresta del anticlinal, donde se

Relieves de las reglones pkgadas

FIGURA 18.26.

El domo de Black Hills. (Según A.N. Strahler.)

forma un largo y estrecho valle a lo largo de la cumbre (bloque B) . Este valle es recorrido por un río subsecuen­ te que excava la roca blanda; se trata de un valle anticli· na! ya que se ha originado sobre la línea central de la estructura anticlinal. A medida que el valle crece en longitud, profundidad y anchura, va reemplazando al relieve anticlinal primitivo. De esta forma, se origina una inversión en el relieve. El valle sinclinal, por el que primitivamente corría el río principal, se va reduciendo de tamaño a medida que los valles anticlinales de cada lado van aumentando de extensión. Además, los valles anticlinales son rápidamente profundizados porque el núcleo expuesto al ataque es de material blando. Con el tiempo, el sinclinal se transforma en una alineación mon­ tañosa denominada sinclinal colgado (bloque C) . En este estado, la topografía original ha quedado completa­ mente invertida. El sistema de drenaje sigue un modelo de enrejado similar en muchos aspectos al de una llanura costera, pero con la particularidad de que los ríos subse­ cuentes se hallan menos espaciados entre sí y sus afluen­ tes son más cortos (figura 18.28).

321

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FIGURA 18.28.

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Modelo de drenaje en reja.

apareciendo nuevas alineaciones montañosas. Éstas se torman a resultas de quedar al descubierto los estratos más antiguos y resistentes que se plegaron junto con el resto. Estas nuevas alineaciones, que pueden ser conside­ radas como una segunda generación de relieves anticli­ nales, crecen en altura a medida que las rocas más débi­ les de los flancos van siendo erosionadas. Estos dos tipos de relieves anticlinales se muestran en el bloque C de la figura 18.27.

Alineaciones montañosas y pliegues de cabeceo

FIGURA 18.27. Fases del desarrollo erosivo de los estratos plegados. (A) Mientras la región se está plegando, la erosión va cortando los anticlinales; los sinclinales se llenan de aluviones manteniendo un relieve bajo. An = anticlinal; Si = sinclinal; L = lago. ( B) Mucho tiempo después de que ha cesado el plegamiento, la erosión pone al descubierto los estratos más resistentes de arenisca o de cuarcita. VA = valle anticl inal; VS = valle sinclinal; WG = watergap. ( C) La erosión continuada remueve la formación resistente, dejando al descubierto Ja capa inferior. RA = relieve anticlinal; SC = sinclinal colgado. (Según A . N . Strahler . )

En una estructura plegada, un río principal cruza diver­ sos pliegues en ángulos casi rectos, atravesando alinea­ ciones montañosas por estrechas aberturas excavadas por el agua y que reciben el nombre de watergaps (también denominados e/uses u hoces) . Estos ríos probablemente ya existían antes del plegamiento y se han ido mante­ niendo a medida que éste progresaba. Las corrientes que mantienen su curso a través de una barrera, tal como un anticlinal o un bloque fallado levantado se denominan

en

zigzag

Los pliegues ilustrados en la figura 18.27 son continuos y de crestas uniformes por lo que dan lugar a alineaciones montañosas más o menos paralelas que se prolongan en . grandes distancias. No obstante, en algunas regiones ple­ gadas, los pliegues no son continuos y las crestas ascien­ den y descienden de un lugar a otro. Estos pliegues se denominan pliegues de cabeceo. Cuando son erosiona­ dos presentan el aspecto de alineaciones montañosas en zigzag (figura 18.29) . La forma topográfica de un sincli· nal que cabecea difiere de la de un anticlinal que se halle eri la misma dirección, cuando ambos están erosionados. La figura 18.29 ilustra las características de los pliegues de cabeceo. El sinclinal está representado por una alinea­ ción montañosa de cumbre ligeramente cóncava pero con el extremo y los lados sumamente es carpados. A lo largo de la dirección de cabeceo de la línea central del pliegue, o eje, el relieve p resenta una notable concavidad que hace que se vaya §eparando en dos alineaciones divergentes. El anticlinal de cabeceo tiene una cima sua · vemente redondeada que desciende gradualmente hacia el nivel del valle en la dirección del cabeceo. Las alinea-

Sinclinal

Anticlinal

corrientes antecedentes. A medida que progresa el proceso de eros10n de los estratos plegados, va teniendo lugar un cambio en la forma y en la posición de los diversos valles y alineacio­ nes montañosas. Con el tiempo, las crestas sinclinales acaban completamente removidas por la erosión. Mien­ tras tanto, en el centro de los valles anticlinales van

322

FIGURA 18.29. Los pliegues de cabeceo dan lugar a alineaciones montañosas en zigzag cuando son fuertemente erosionados. (Según E. Raisz.)

Los relieves y la estructura de las rocas

FIGURA 18.32. FIGURA 18.30.

La erosión de este gran pliegue sinclinal que comprende tres formaciones resistentes de conglomerados de cuarcita alternantes con arcillas, ha dado l ugar a una serie de escarpadas alineaciones montañosas a través de las cuales el río Susquehanna ha excavado varios watergaps. (Basado en u n dibujo de A.K. Lobeck. )

ciones montañosas e n zigzag están muy bien desarrolla­ das en Pensilvania, como puede apreciarse en la imagen de sensor remoto reproducida en la Lámina 1 . 4 . ( Para la mayoría de observadores, las alineaciones aparecerán co­ rrectamente como elementos levantados si se le da la vuelta a la hoja, situando el norte en la parte superior. ) Las series d e watergaps del río Susquehanna, mostradas en detalle en la figura 18.30, pueden identificarse en la parte este de la imagen.

Elementos ambientales y recursos de las regiones plegadas Para algunos de los aspectos ambientales y de los recur­ sos de las regiones plegadas, pueden tomarse como ejem­ plo los Apalaches de la parte oriental meridional de

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50

Mesetas de los Apalaches

o FIGURA 18.31.

Las cuencas de antracita del centro de Pensilvania corresponden a áreas de estratos de edad pensilvaniense, plegadas en grandes alineaciones sinclinales.

Elementos ambientales y recursos de las regiones plegadas

Sección idealizada de una bolsada de petróleo en un anticlinal o domo de estratos sedimentarios. El pozo A extraerá gas; el pozo B, petróleo; y el pozo C, agua. La cubierta impermeable está formada por esquistos; la roca del depósito es arenisca. (Según A . N . Strahler, Planet Eartb: Its Pbysical Systems Througb Geologic Time, Harper and Row Publishers, figura 8.23. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

Pensilvania (figura 18.30). Las alineaciones montañosas son de areniscas resistentes y conglomerados y llegan a alcanzar alturas de 600 m por encima de las extensas llanuras formadas de arcillas y calizas. Las carreteras más importantes corren por los valles y cruzan de uno a otro por los watergaps que los ríos han excavado en las monta· ñas. Cerca de estos pasos, sobre todo en los de los ríos más importantes, pueden hallarse grandes ciudades. Un ejemplo lo tenemos en Harrisburg, situada donde el río Susquehanna atraviesa una serie de watergaps. Si estas aberturas no se hallan convenientemente localizadas, las carreteras debe n superar con pendientes largas y fuertes las crestas de las alineaciones montañosas. É stas se hallan enteramente cubiertas de bosque, y los valles son ricas zonas agrícolas. En varias regiones plegadas del mundo un recurso importante es la antracita. Este carbón se encuentra en los estratos que han sido plegados y comprimidos. La presión es la que convierte al carbón bituminoso en antracita. Debido a la fuerte erosión, gran parte del car­ bón ha sido removido, pero no sucede así con el que permanece en la parte central de los sinclinales. La figura 18. 3 1 muestra los sinclinales con carbón de Pensilvania. Los filones de carbón buzan fuertemente y para poderlos explotar es necesario penetrar hasta el mismo núcleo del sinclinal. Las vetas situadas cerca de la superficie son explotadas a través de minas a cielo abierto. Aunque los yacimientos de antracita de Pensilvania están hoy agota­ dos, el daño medio-ambiental continúa persistiendo por la continua subsidencia de la superficie del suelo situada sobre las minas abandonadas. Los grandes anticlinales de suaves buzamientos y los domos sedimentarios forman importantes trampas petro­ líferas. El principio de este hecho aparece ilustrado en la figura 18.32. El petróleo emigra por los lechos permea­ bles de arenisca hasta la cresta anticlinal o la cima del domo, donde puede quedar atrapado en alguna capa impermeable. La mayor parte de las bolsadas de gas y petróleo del oeste de Pensilvania, donde por primera vez tuvo éxito la producción de este combustible, se hallan localizadas en este tipo de anticlinales. Muchos domos alargados de contorno elíptico, similares a anticlinales que buzan por los dos lados, constituyen importantes depósitos de petróleo en las grandes cuencas sedimenta­ rias de la región de las Montañas Rocosas.

323

FIGURA 18.35. Las montañas formadas por bloques fallados pueden deberse a basculamientos (izquierda) o a levantamientos (derecha ) . (Según W.M. Davis.)

dos continentales (figura 18.34). Est.os escarpes se han mantenido durante cientos de millones de años después de que las fallas cesaran en su actividad debido a que los planos de falla penetraron profundamente en la corteza. FIGURA 18.33. (A) Escarpe de falla. (B) Escarpe de línea de falla. (A partir de A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2.' ed. Harper and Row Publishers, figura 37.22. Copyright 1 963, 1971 por Arthur N . Strahler.)

Desarrollo erosivo de un escarpe de falla En la figura 18.33 pueden observarse algunos de los diversos estadios por los que pasan las fallas normales a través del ciclo erosivo que sigue a su formación. En la parte trasera del bloque A se ha representado el escarpe de falla original, producido directamente por un movi­ miento de la corteza. Aunque se ha producido la acción de la erosión, el escarpe se conserva recto. Las corrientes han excavado algunos cañones y en la base del escarpe se encuentran abanicos y conos aluviales. El bloque B muestra un escarpe modelado completa· mente por la erosión. Se trata de un escarpe de línea de falla. El escarpe se produce porque la formación de esquistos débiles se ha erosionado por los dos lados de la falla, dejando al descubierto una base de resistentes rocas ígneas, por encima de las cuales se depositó el esquisto. Los escarpes de línea de falla son comunes en los escu-

Montañas formadas por bloques fallados Cuando comienza a producirse una dislocación continen­ tal a gran escala dentro de una placa litosférica, enormes bloques de la corteza son levantados o hundidos por un proceso de fallamiento. Esta actividad ha condicionado el paisaje de la provincia de Basin and Range del sudoes­ te de los Estados Unidos y norte de México. En el capítu­ lo 17 utilizamos los bloques fallados como base geológi­ ca para ilustrar el progreso de la denudación fluvial en los climas áridos. En la región de Basin and Range, los bloques montañosos son de dos tipos básicos (figu­ ra 18.35) . Un bloque basculado tiene una vertiente abrupta (escarpe de falla) y otra Suavemente inclinada. Un bloque levantado es una especie de horst, con la cima plana y limitado por dos abruptos escarpes de falla. La figura 18.36 muestra algunos elementos producidos por la erosión en un gran bloque fallado basculado. El bloque recientemente levantado presenta una cara mon­ tañosa abrupta que es rápidamente atravesada por profun­ dos cañones . Al ser erosionada, disminuye el ángulo del bloq-ue, mientras los derrubios rocosos se acumulan en forma de abanicos aluviales adyacentes al bloque fallado. Algunos vestigios del plano de falla perduran en forma de facetas triangulares, es decir, el borde plano de las alineaciones entre las bocas de los cañones.

Elementos ambientales y recursos de las fallas y de las montañas en bloques

FIGURA 18.34. Escarpe de línea de falla, Lago MacDonald, cerca del Lago de los Esclavos, Territorios del Noroeste, Canadá. (Canadian Forces Photograph n. 5 1 2 0 - 1 05R.)

32 4

Las fallas son de gran importancia económica y ambiental en diversos sentidos; los planos de falla suelen ser zonas donde la roca se halla pulverizada, o al menos, considera­ blemente fracturada. Un primer efecto es que a lo largo de los planos de falla pueden ascender soluciones mine­ rales. Muchos yacimientos importantes se encuentran en los planos de falla o en las rocas fracturadas por movi­ mientos de fallamiento. Otro fenómeno relacionado es el fácil ascenso de las aguas subterráneas a lo largo de los planos de la falla. Los manantiales, sean calientes o fríos, suelen estar situados a lo largo de líneas de falla. Este hecho suele tener lugar en la base de montañas formadas por bloques fallados, como por ejemplo, Arrowhead Springs, en la base de la sierra de San Bernardino y Palm Springs, a lo largo del pie de los montes de San Jacinto, ambos al sur de Cali­ fornia. El petróleo también se encuentra a través de los planos de falla donde las rocas se han vuelto permeables por fracturación o queda atrapado en los estratos porosos que

Los relieves y la estructura de las rocas

Bloque recientemente leva nta do

FIGURA 18-36. La erosión de los bloques fa llados basculados produce u n accidentado paisaje montañoso. Una línea de facetas triangulares en la base de la montaña marca la posición de los planos de fa lla originales. (Según A.N. Strahler.)

se hallan en contacto con otros impermeables. Algunas de las búsquedas más intensivas de núcleos de petróleo se centran en áreas de estratos sedimentarios fallados debido a la gran producción que presentan las bolsadas de este tipo encontradas hasta ahora (figura 1 8.37). Los escarpes de falla y los escarpes de línea de falla pueden formar barreras topográficas difíciles de cruzar en la construcción de carreteras y líneas férreas. El gran escarpe del Huracán situado al sur de Utah presenta esta característica, ya que en algunos lugares la altura de la pared alcanza los 760 m de altura. Las fosas tectónicas pueden dar lugar a grandes exten­ siones de tierras bajas. Un ejemplo lo tenemos en la fosa del Rin de Alemania Occidental. Es una zona eminente­ mente agrícola de 32 km de anchura y 240 km de longi­ tud, que se halla situada entre los macizos de los Vosgos y de la Selva Negra, que no son más que montañas en bloques entre las que ha descendido la fosa del Rin.

Cinturones metamóTjicos Donde los estratos han sido fuertemente plegados y transformados en rocas metamórficas, la denudación de­ sarrolla un paisaje con gran cantidad de alineaciones montañosas y valles paralelos a la dirección de los plie­ gues y fallas de desgarre. Ni las montañas ni los valles son tan escarpados y regulares como los originados en estra­ tos sedimentarios plegados, pero cada uno de ellos refle­ ja claramente la mayor o menor resistencia a la denuda­ ción por parte de cada tipo de rocas metamórficas.

FIGURA 18-37. La bolsada de petróleo acumu lada en el estrato de arenisca permeable queda sellada gracias a Ja falla que pone en contacto esta formación con las arcillas impermeables.

Cinturones metamót:ficos

La figura 18.38 muestra la influencia de las rocas meta­ mórficas sobre los relieves en el clima húmedo del este de Norteamérica, donde las rocas metamórficas de los Apalaches forman una estrecha zona continua entre las provincias marítimas y de Georgia. El mármol tiende a originar valles abiertos; las pizarras y esquistos, montañas de relieve medio o acusado, y las cuarcitas suelen formar relieves ásperos y pueden dar lugar a estrechas alineacio­ nes de hogbacks. La mayoría de las rocas metamórficas se hallan fracturadas por fallas inversas que corren paralelas a los diferentes cinturones y que en muchas ocasiones separan un tipo de material de otro. Los valles excavados por los ríos subsecuentes que corren a lo largo de estas fracturas acentúan el carácter en franja de_ esta topografía. Un buen ejemplo de este fenómeno lo tenemos en gran parte de Nueva I nglaterra, particularmente en las Montañas Tacónicas y Verdes. Los valles mayores van de

Crestón

Monta ñ a s

Las rocas metamórficas tienden a formar valles y montañas dispuestos en cinturones paralelos y alargados. (Según A.N. Strahler.)

FIGURA 18.3 9. Los cuerpos profundos de roca ígnea intrusiva afloran en superficie solamente después que la erosión ha removido los cientos de metros de materiales que los recubren. (Basado en u n dibujo de C . R . Longwell, A. Knopf, y R.F. Flint, 1 94 1 , Outlines of Physical Geology, 2ª ed., John Wiley and Sons, Nueva York. )

325

Batolitos emergidos

FIGURA 18.40.

Gran batolito emergido de granito de las Montañas Sawtooth al sur de Idaho. La vista está orientada hacia el norte. (De Geology Illustrated, por John S. Shelton, W . H . Freeman and Company, 1966.)

El tercer grupo estructural de masas rocosas consiste en plutones emergidos originados como batolitos de rocas ígneas que se solidificaron bajo una espesa capa de otros tipos de rocas (figura 18.39). La mayoría de los batolitos están formados por rocas ígneas félsicas, generalmente granito u otro tipo de roca fuertemente relacionada con él. Los batolitos se producen a lo largo de los márgenes activos de las placas litosféricas, pero los detalles de este proceso son oscuros y el origen de los materiales ígneos está sometido a muy diversas interpretaciones. Una hipó­ tesis considera que el granito se derivó de enormes masas de rocas metamórficas -esquistos y pizarras por ejemplo. La fusión y recristalizacióIT en las zonas tectónicas convir­ tió a los materiales primitivos en rocas ígneas félsicas. Donde la roca del batolito es uniforme y carece de fallas, se origina un laberinto de barrancos en el que no existe ninguna dirección predominante (figura 18.40). El modelo de drenaje es dendrítico y se asemeja al desarro­ l lado en estratos sedimentarios horizontales (figu­ ra 18.41).

norte a sur y están excavados en el mármol. Éstos a su vez se hallan bordeados por franjas de gneis, esquistos, piza­ rras o cuarcitas. Las tierras altas del Hudson y del norte de Nueva Jersey siguen con esta misma estructura hacia el oeste, donde se unen a la Sierra Azul. Cerca de Harpers Ferry, Maryland, las formaciones se elevan considerable­ mente sobre el amplio valle formado de esquistos.

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FIGURA 18.42.

FIGURA 18.41.

Este tipo de drenaje dendrítico es el que se desarrolla en el batolito de Idaho.

326

Mapa de los batolitos cretácicos del oeste de Norteamérica. La palabra "batolito"se ha omitido en todos los rótulos. (A partir de C . O . Dunbar y K.M . Waage, Historical Geology, 3ª ed., p. 376, figura 16.7. Copyright 1969 por John Wiley and sons. Reproducido con permiso de John Wiley and Sons, !ne.)

Los relieves y la estructura de las rocas

FIGURA 18.43. La Montaña de Piedra en Georgia es un monadnock de unos 2,4 km de longitud y que alcanza una altura de 193 m por encima de Ja superficie de Ja penillanura. La roca es una masa de granito que no tiene casi ninguna diaclasa y que ha sido redondeada por los procesos de meteorización hasta tomar Ja forma de u n domo liso. ( U . S . Army Air Service.)

Los batolitos emergidos son abundantes sobre la litos­ fera continental. Buenos ejemplos de ellos se encuentran en las cordilleras del oeste de Norteamérica. Durante el Período Cretácico, se formaron grandes batolitos desde la Baja California hasta Alaska (figura 18.42). Una de estas masas rocosas más familiares para los americanos es el Batolito de Sierra Nevada, que forma Ja mayor parte de esta cordillera en California. Otro ejemplo es el Batolito de Idaho, con un área de aproximadamente 40.000 km2. El más grande de éstos es el Batolito de Ja Cordillera Costera en la Columbia británica. Un ejemplo de peque­ ño bloque de granito, introducido entre antiguas rocas metamórficas es la Montaña de Piedra en Georgia (figu­ ra 18.43). A las montañas o colinas aisladas que se elevan en una

penillanura, tal como la Montaña de Piedra, se las deno­ mina monadnock. Los monadnocks se desarrollan debi­ do a que la roca que los constituye es mucho más resis­ tente a la denudación que el sustrato rocoso que lo rodea (figura 18.39). El nombre que fue utilizado por primera vez por William M . D avis hace un siglo, fue tomado del monte Monadnock del sur de New Hampshire. Los mo­ nadnocks de cuarcita son corrientes en áreas de rocas metamórficas (figura 18.38) .

Ciclo erosivo de los volcanes En Ja figura 18.44 se observan los estadios sucesivos de erosión por los que pasan Jos volcanes, las coladas

Mesa de lava

Agujas volcánicas, diques

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FIGURA 18.44. Fases del desarrollo erosivo de Jos volcanes y de las coladas de Java. (Dibujo de E. Raisz.)

Ciclo erosivo tk los volcanes

327

El monte Shasta, en la Cordillera de las Cascadas, es un volcán en estado de madurez. La curvatura de la ladera de la izquierda es un cono adventicio de edad más reciente, el Shastina. ( Fotografía de infrarrojos de E l l iot Blackwelder.)

FIGURA 18.4 5 .

de lava, y las calderas. En el bloque A se hallan algunos volcanes en proceso de crecimiento. Esta es la fase ini­ cial. Las coladas de lava que salen de los volcanes se esparcen por el valle fluvial siguiendo la inclinación general del terreno, y actuando como presa, forman un lago en su parte posterior. En el bloque B se observan algunos cambios, siendo el más notable la destrucción del volcán más grande, produ­ ciendo una caldera. En su interior se ha originado un lago del que sobresale un pequeño cono volcánico. Uno de los volcanes primitivos se ha extinguido y ha sido excavado por las aguas perdiendo su forma inicial. Los volcanes contiguos y más pequeños se hallan todavía en actividad y su contraste de forma con el extinto es evi­ dente. En el bloque C de la figura 18.44 se han extinguido todos los volcanes y han sido profundamente erosiona­ dos . El lago que ocupaba la caldera ha desaparecido y el

FIGURA 18.46.

Modelos de drenaje radial de los volcanes de Insulindia. La letra C indica la localización de un cráter.

328

borde ha quedado reducido a una alineación montañosa circular y baja. Las coladas de lava que anteriormente descendían por los valles fluviales han podido resistir mejor la erosión que las rocas adyacentes y dan lugar a mesas que sobresalen mucho del nivel general de la re­ gión. Un ejemplo de volcán en estado de madurez lo tene­ mos en el monte Shasta en la Cordillera de las Cascadas (figura 18.45) . En su ladera existe un cono adventicio de menor tamaño y de formación más reciente, llamado Shastina. El modelo de drenaje del cono volcánico es radial por necesidad como se indica en la figura 18.46. A menudo es posible reconocer formas volcánicas observando úni­ camente el mapa de drenaje debido a su perfecto modelo radial. Donde existe un cráter bien desarrollado, algunos riachuelos van desde el borde del mismo hasta el fondo. Allí el agua es absorbida por los estratos porosos de cenizas o sale al exterior por alguna hendidura del borde. Este drenaje hacia el interior del cráter denominado cen-

FIGURA 18.47. Dique vertical de roca volcánica expuesta a la erosión. West Spanish Peak, Colorado. ( G .W. Stose, U .S. Geological Survey.)

Los relieves y la estructura de las rocas

trípeto, a menudo aumenta la certidumbre de reconocer un volcán a partir de un esquema de drenaje. El bloque D de la figura 18.44 muestra un estadio avanzado de la erosión de los volcanes. Sólo quedan unos pequeños picos afilados, o agujas volcánicas, que no son

más que los restos de lava que quedó solidificada en el interior de la chimenea del volcán. Partiendo de ello se hallan numerosos diques formados por Ja lava que ante­ riormente llenaba las fracturas existentes en la base del volcán (figura 18.47) . Quizá el mejor ejemplo de agua volcánica con su cortejo de diques radiales sea la Roca del Barco en Nuevo México (Lámina I. l). Como Ja aguja central y Jos diques continúan a gran profundidad por debajo de la base del volcán, pueden persistir hasta largo tiempo después de la destrucción del cono y de las coladas de lava. Los escudos volcánicos muestran unas características muy diferentes de las de Jos volcanes compuestos. La figura 18-48 muestra las etapas de erosión de los escudos volcánicos hawaianos, comenzando en el diagrama A con un volcán activo y su depresión central. Las corrientes radiales excavan profundos cañones en las laderas del volcán extinguido, y esos cañones son ampliados hasta formar anfiteatros de paredes verticales. Con el tiempo, como muestra el diagrama C, Ja superficie original del escudo volcánico ha sido completamente arrasada, y se ha fo rmado una masa montañosa accidentada con diviso­ rias afiladas y restos de los profundos cañones ( Lámi­ na I .l).

Los relieves y la estructura de las rocas

FIGURA 18.48.

Las islas Hawai están formadas por nu merosos escudos volcánicos que se hallan en diversas fases de erosión. ( D ibu jado por A . N . Strahler.) (A) Volcán inicial con una depresión central y coladas nuevas que salen de líneas de fisura radiales. (B) Fase inicial de erosión, con las cabeceras de los valles fuertemente erosionadas. ( C) Estado de erosión avanzado, con vertientes escarpadas y abrupto relieve.

Los relieves y la estructura de las rocas

En este capítulo hemos insistido en el papel de la geolo­ gía del sustrato rocoso como factor determinante de la configuración de los relieves modelados por la denuda­ ción fluvial. En el capítulo anterior comparamos la im­ portancia de los elementos tectónicos con el clima en el desarrollo de los paisajes. Cada sistema climático deja su marca distintiva en el paisaje, pero la estructura de las rocas muestra sus efectos claramente sobre una amplia serie de medios climáticos. Las regiones plegadas desa­ rrollan sus alineaciones en zigzag en el clima húmedo de Pensilvania, igual que lo hacen en el clima semiárido de Colorado o Texas. Si nuestro análisis de los relieves y de Ja estructura de las rocas ha sido adecuado, puede condu­ cirnos únicamente a Ja conclusión de que la geología está asociada con el clima para constituir un sistema doble de influencias sobre los paisajes y Ja denudación fluvial.

329

CAPÍTULO

19

Morfología debida a olas y a corrientes niarinas •

La línea de costa, donde el agua salada del océano se pone en contacto con el agua dulce y los minerales sólidos de los continentes, es una compleja zona ambien­ tal de gran importancia para el H ombre. Los humanos han ocupado la zona costera por una gran cantidad de razones. En primer lugar, constituye una fuente de recur­ sos tales como pescado y marisco, así como las aves marinas que se encuentran en aguas poco profundas y estuarios . En segundo lugar, la línea de costa es una base para los barcos pesqueros y para los que transportan gente y mercancias entre los continentes; en épocas de guerra, la línea de costa es una barrera peligrosa para ser defendida de las fuerzas invasoras que llegan por el mar. En tercer lugar, la zona costera constituye un área de recreo con sus playas, brisas marinas y oportunidades para el surf, pesca deportiva y navegación. Junto con estas posibilidades, esta zona impone restric­ ciones y riesgos para el H ombre y para sus construccio­ nes. Algunas costas son rocosas y acantiladas, y propor­ cionan pocos o ningún abrigo en forma de puertos. A lo largo de otras costas, la enorme energía de las olas puede hacer retroceder las formaciones costeras, socavando edi­ ficios y carreteras. Los altos niveles del agua en épocas de tormenta pueden causar inundaciones de las áreas bajas y la fuerza de las olas puede hacer que el agua llegue muchos metros por encima de sus niveles normales. Du­ rante siglos, el H ombre ha estado en guerra con el mar, construyendo paredes para detenerlo y forzándolo a reti­ rarse de las tierras costeras para ampliar las áreas de cul­ tivo. ["'--- Longitud de onda ----�

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FIGURA 1 9 . 1 . Terminología de las olas.

330

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Grandes áreas de nuestras costas sufren una importante degradación ambiental y destrucción debido a que la urbanización de estas áreas exige más tierras y la expan­ sión de los puertos. Las presiones de una población· creciente para disfrutar de sus vacaciones en la costa amenazan con destruir los muchos beneficios que ofrece el mar. El cuidado del medio ambiente de las costas requiere un conocimiento de las formas y procesos natu­ rales de esta zona tan sensible; el propósito de este capítulo es proporcionar este conocimiento básico. A lo largo de este capítulo . utilizaremos el término línea de costa para designar a la línea de contacto entre el agua y la tierra. Con el término costa nos referiremos a la zona en la que operan los procesos costeros o que tienen una gran influencia. La costa incluye la zona de aguas poco profundas en la que las olas realizan· su actividad, así como las playas y acantilados modelados por las olas, y las dunas costeras.

Las olas

en

aguas profundas

Las olas de los océanos y lagos están producidas por los vientos. La energía de la atmósfera se transmite a la

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Dirección en la que avanza la ola

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FIGURA 19.2 . Movimiento orbital correspondiente a olas de pequeña altura en aguas profundas.

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

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(Esquema de las crestas de las olas) Longitud de la ola en aguas profundas Playa

A medida que las olas van penetrando en aguas menos profundas, varían progresivamente de forma hasta que rompen.

FIGURA 19.3.

superficie del agua por un mecanismo bastante complejo que incluye tanto la fricción del aire en movimiento sobre la superficie del agua como la acción directa del viento. Las olas marinas generadas por el viento pertenecen a un tipo conocido como ondas oscilatorias, porque la ola se propaga a través del agua originando en ésta un movi­ miento oscilatorio. En la figura 19. l aparece ilustrada una sencilla terminología que se aplica a las olas. La altura de la ola es la distancia vertical entre el seno y la cresta. La longitud de onda es la distancia horizontal entre dos senos o dos crestas consecutivas. En la ola oscilatoria, una partícula diminuta, tal como una gota de agua o un pequeño objeto flotante, describe un círculo vertical completo, u órbita, con el paso de cada ola (figura 19 . 2 ) . Las partículas se mueven hacia delante en la cresta de la ola y hacia atrás en su seno. En la superficie del mar, la órbita tiene un diámetro igual a la altura de la ola, pero e·ste diámetro disminuye rápida­ mente con la profundidad. Las partículas de agua vuelven al mismo punto de partida cuando termina cada órbita. Por lo tanto, en una ola ideal de este tipo no hay avance del agua en la dirección del viento.

Las olas

en

aguas poco profundas

Muchas zonas costeras tienen una suave pendiente que se extiende mar adentro. A medida que las olas se aproxi­ man a esta zona de escasa profundidad, llega el momento en el que el movimiento orbital de las mismas queda alterado por el rozamiento con el fondo. Como regla general, esta profundidad crítica es aproximadamente la mitad de la longitud de onda (figura 19. 3 ) . A l continuar acercándose a l a orilla, l a longitud de onda disminuye mientras la altura de la ola aumenta, como se muestra en la .figura 19.3. En consecuencia, la ola se hace inestable. De repente, la cresta de la ola se

mueve hacia delante y la ola rompe, originando la rom­ piente (figura 19.4 ) . La turbulenta masa de agua que se dirige entonces hacia la playa constituye el swash o uprush, que significa una poderosa fuente de energía causante del movimiento de arena y grava de la playa tierra adentro. Cuando ya se ha consumido la energía de la rotura contra la playa se origina un flujo de retorno, el backwash, del agua desde la playa, pero mucha desapare­ ce por infiltración en la arena. En este movimiento de retroceso el agua lleva consigo grava y arena de la playa.

Erosión marina El empuje del agua hacia la costa producida por las rompientes en épocas de tormenta, es un poderoso agen­ te erosivo a lo largo de aquellas costas en las que la tierra es muy elevada cerca de la rompiente (figura 19. 5 ) . Las olas de tormenta excavan una abrupta pared, o acantila­ do marino, en la masa rocosa. La erosión es extremada­ mente lenta si la roca es dura, de tal forma que los cambios ambientales originados por los procesos natura­ les son, comparativamente hablando, poco importantes a lo largo de las costas rocosas. Por otro lado, la erosión de las olas es un factor importante en las costas formadas por blandos estratos sedimentarios, regolita, aluviones, depó­ sitos glaciares o dunas de arena. En algunos lugares a lo largo de las costas de Nortea­ mérica y de Europa del norte, los acantilados marinos están siendo rápidamente erosionados en zonas de débi­ les depósitos glaciares. Por ejemplo, la costa este atlánti­ ca del Cabo Cod tiene un tramo de 24 km de acantilado marino con altitudes que oscilan entre los 18 y 52 m, excavado en arenas y gravas glaciares no consolidadas. Este elemento se conoce como escarpe marino, debido a que la arena forma una vertiente cuyo ángulo es de unos 30 a 35' respecto a la horizontal, y no presenta una pared

FIGURA 19.4.

Ola que rompe. (Según

W.M. Davis.)

Erosión marina

331

FIGURA 19.7. Elementos de los acantilados marinos. A = arco; IR = islote rocoso; C = cueva; P = plataforma de abrasión; S = socavadura. (Dibujado por E. Raisz.)

FIGURA 19.5.

El tremendo embate de las olas se pone en evidencia en esta tormenta en que las olas rompen contra un malecón en Hastings, Inglaterra. (Fotógrafo no conocido.)

escarpada (figura 19. 6) . En este caso el ritmo de retroce­ so de la línea de costa alcanzó un promedio de casi 1 m por afio durante el pasado siglo, y una simple tormenta de invierno puede hacer retroceder el escarpe varios metros. El retroceso de la línea de costa se denomina re­

trogradación. En la figura 19.7 se muestran algunas características de los acantilados marinos formados en rocas duras. La soca· vadura de su base marca la línea de erosión más intensa. Las olas encuentran zonas en las que la roca es más débil, y penetran profundamente formando grietas y cuevas marinas. Las masas rocosas más resistentes se proyectan mar adentro y están modeladas, formando pintorescos arcos marinos (Lámina]. 1) . Si el arco se cae, la columna restante forma un islote rocoso que acaba por ser arrasado (figura 19.7). Cuando el acantilado marino retrocede hacia tierra, la abrasión continuada de las olas origina una plataforma de abrasión. Este suelo rocoso continúa siendo erosiona­ do por la abrasión bajo la rompiente. Si se forma una playa, será simplemente una fina capa de grava y guija­ rros.

El retroceso de una costa puede tener lugar tan rápida­ mente que un río sea incapaz de profundizar su cauce fo bastante rápido como para mantener su desembocadura a nivel del mar. El resultado de ello es un valle colgado, en el cual el cauce del río acaba abruptamente cerca de la cima del acantilado y el perfil transversal del valle queda abruptamente cortado (figura 1 9.8) . En aquellos lugares en los que el sustrato rocoso es débil, el acantilado marino es inestable, produciéndose espontáneamente movimientos de tierra en forma de desprendimientos y deslizamientos (figura 19.9) . Los acantilados marinos son elementos de espectacular belleza así como hábitats para muchas formas de vida, incluyendo mamíferos marinos y pájaros. Sólo en los ú ltimos ai'ios se ha descubierto la necesidad de preservar estas costas acantiladas en su estado natural. Aunque estos elementos rocosos resisten las alteraciones provo­ cadas por el Hombre, la línea de acantilados es vulnera­ ble a su utilización intensiva para residencias de verano, hoteles y restaurantes. Este uso no sólo destruye su belle­ za sino que añade polución.

Playas Los sedimentos entran en la zona costera de la rompiente a partir de varias fuentes. Pueden derivarse directamente de un acantilado o escarpe marino que está siendo activa-

FIGURA 19.6. Este escarpe de arena glacial erosionado por fas olas en H ighland Light, Cabo Cod, retrocede a un ritmo de 1 ni por año aproximadamente. (Dibujo de A.N. Strahler.)

332

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

FIGURA 19.8. Los valles colgados se presentan como muescas en un acantilado marino. L a poderosa corriente fluvial de la derecha h a sido capaz de mantenerse al mismo nivel que el mar y ha permitido la construcción de un pequeño puerto. (Según W.M. Davis.)

FIGURA 19.10. Playa con múltiples ondul aciones, Smith Cove, Guysboro, Nueva Escocia. La playa forma una medialuna entre dos promontorios r ocosos. (Maurice L. Schwartz.)

FIGURA 1 9.9. Los deslizamientos de tierras en los estratos sedimentarios débiles son el resultado del embate de las olas contra los acantilados haciendo a éstos demasiado empinados. (Según W.M. Davis.)

pendiente, mientras las playas de arena gruesa o grava son más escarpadas (figura 1 9. 1O). Las playas formadas por guijarros son muy abruptas y tienen una alta cresta. Las partículas de arcilla y limo no forman playas, pero son fácilmente transportadas en suspensión por las corrientes a lo largo de la línea de costa.

El petjll de la playa mente erosionado. Los sedimentos que penetran en el océano o en un lago por la desembocadura de un río es otra fuente. Las olas pueden arrastrar arena y grava y transportarla hacia tierra. Cualquiera que sea el origen de los sedimentos, es modelado por la acción de las olas en un depósito deno­ minado playa. Los sedimentos que componen las playas oscilan desde la arena fina hasta los guijarros de varios centímetros de diámetro. Dentro de un determinado sec­ tor de la playa, los sedimentos suelen estar bastante bien seleccionados dentro de un tamaño particular. De esta forma existen playas de fina arena, de arena gruesa, de grava o de guijarros. Como regla general, las playas com­ puestas de arena fina son extensas y tienen u na suave Zona de la acción del viento

Límite de la acción de las olas

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Zona de rompiente

Zona de aguas poco profundas

Berma de invierno

+ 10 Altura en pies

o (Exageración vertical 10 a 20 veces)

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Zona de invasión de las olas Cresta de la berma de verano

Dunas

3 2

Una amplia playa de arena con su zona de aguas poco profundas donde rompen las olas, por un lado, y una zona de acción del viento, con el desarrollo de dunas, formando el límite por el lado de tierra, representa una sucesión de hábitats en los que cada asociación de plan­ tas y animales está adaptada a un diferente medio am­ biente. La figura 19. 11 es un perfil idealizado de una playa expuesta a las olas del océano abierto en una localización de latitudes medias, experimentando un fuerte contraste en la acción de las olas de verano e invierno. El perfil muestra las condiciones en verano, cuando las olas tie­ nen poca altura y bajos niveles de energía.

Perfil de invierno

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Formas y zonas típicas de una playa de arena situada en las latitudes medias. (Según A.N. Strahler, Tbe Eartb Scie,nces, 2ª ed., Harper and Row Publishers, figura 38.8. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

El perfil de la playa

333

Progradación

Retrogradación

Refracción de las olas a lo largo de una costa recta. Una corriente se desarrollará a lo largo de la costa de derecha a izquierda, transportando la arena en esa dirección, de forma paralela a Ja línea de costa.

FIGURA 19. 13.

Progradación y retrogradación. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.' ed., Harper and Row Publishers, figura 38.15. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 19.12.

Durante el verano, tiene lugar la acumu lación de are­ na, originando una berma de verano, que es u na estruc­ tura en forma de escalón. Detras de ésta se encuentra la berma de invierno, a un nivel más elevado. La berma de invierno puede ser reducida profundamente por una tor­ menta, pero es construida rápidamente después de ésta. La anteplaya es la cara ascendente de la playa en la zona de avance y retroceso de las olas. Bajo la zona de rom­ piente existe una pequeña barra bajo el agua, denomina­ da barra litoral, que se encuentra en la parte sumergida de la costa, en la zona situada por debajo del nivel de la marea baja. En realidad, existen muchas variaciones en las formas de las playas de un lugar a otro y de una estación a otra, dependiendo de la forma y energía de las olas, y de la composición de la playa. Las playas pueden experimentar un proceso de amplia­ ción denominado progradación, como se muestra en la figura 19 . 1 2 A. La arena añadida a la playa puede proce­ der de las aguas profundas o puede ser transportada a lo largo de la costa desde otro lugar de ésta. Un indicador del proceso de progradación es la presencia de numero­ sas crestas y surcos paralelos, los cordones playeros, que representan las diferentes bermas. Las playas también pueden experimentar un proceso de estrechamiento de­ nominado retrogradación, como se muestra en la figu­ ra 19 . 1 2 B. En este caso, la arena puede ser arrastrada hacia aguas profundas o transportada a lo largo de la línea de costa hacia otro lugar de ésta.

Cuando las olas se dirigen hacia tierra sobre aguas poco profundas, su velocidad va disminuyendo progresivamen­ te. Como resultado de ello, las crestas de las olas tienden a hacerse paralelas a la línea de costa. Este fenómeno se denomina refracción de las olas. A pesar de esto, sin embargo, la ola llega a la zona de rompiente con un ángulo oblicuo con respecto a la línea de la costa. De esta forma, el avance del agua se desplaza oblicuamente por la antecosta, como se muestra en la figura 19. 1 4 , arrastrando arena, guijarros y cantos. Cuando el avance del agua ha perdido su energía, ésta fluye hacia abajo siguiendo la ladera de la playa, y siendo controlada por la fuerza de la gravedad, que la obliga a seguir l� dirección de la máxima pendiente. Por lo tanto, las partl­ culas son arrastradas directamente hacia el mar y van a parar a una posición lateral respecto a la que se encontra­ ban con anterioridad. Como en el transcurso de un mis­ mo día los frentes de las olas se aproximan a la playa con la misma dirección, este movimiento se repite un gran número de veces. De este modo, cada una de las partícu ­ las de roca se desplaza una distancia considerable a lo largo de la playa. Si multiplicamos la gran cantidad de veces que tiene lugar este fenómeno por las innumera­ bles partículas que hay en la playa, veremos que esta forma de transporte , denominada deriva de playa, es uno de los fenómenos más importantes que tienen lugar en la evolución de una línea de costa. Son muy raras las ocasiones en las que no se produce la

Deriva litoral. En una situación idealizada en la que las olas se aproxi­ man a una línea de costa recta, con sus crestas paralelas a esta línea, una ola determinada romperá en el mismo instante en todos los puntos, y la aproximación y el retroceso formarán ángulo recto con la línea de costa. En consecuencia, las partículas se moverán hacia arriba y hacia abajo de la ladera de la playa a lo largo de una línea determinada. Sin embargo, en la mayoría de costas, las olas se aproxi­ man en un ángulo oblicuo, como muestra la figura 1 9 . 13.

334

Deriva de playa, causada por una aproximación oblicua de las olas.

FIGURA 19.14.

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

FIGURA 19.15. A lo largo de una costa recta, la deriva litoral transporta Ja arena h asta J a boca de l a bahía, donde se forma una flecha. (Según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences,. 2ª ed., Harper and Row Publishers, figura 38.11. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

deriva de playa, en una dirección u otra, a lo largo de una línea de costa. Generalmente, u n fragmento determinado de una línea de costa puede estar sujeto a u na dirección dominante de aproximación de las olas a lo largo de una estación o de todo el año. En consecuencia, la deriva de playa puede tener una ú nica dirección de transporte en el promedio estacional o anual. Un proceso relacionado con la deriva de playa es la deriva costera. Cuando las olas se aproximan a la línea de costa bajo la influencia de fuertes vientos, el nivel del agua se eleva ligeramente cerca de la playa. Existe así u n exceso de agua empujada hacia l a costa que debe esca­ par. Una corriente de deriva costera se forma paralela a la playa siguiendo la dirección del viento (figura 1 9 . 15 ) . Cuando las condiciones de las olas y del viento son favorables, esta corriente es capaz de transportar arena a lo largo del fondo del mar en dirección paralela a la costa. La deriva de playa y la deriva costera, cuando sopla el viento y los frentes de las olas se mueven oblicuamente, desplazan a las partículas en la misma dirección y, por lo tanto, se complementan en su modo de transporte. Este transporte combinado se denomina deriva litoral. Ahora aplicaremos este principio al estudio de la evolución de los depósitos de playa. En la figura 19. 15 aparece representada la deriva litoral a lo largo de un fragmento recto de costa. Cuando existe una ensenada, la deriva litoral continúa a lo largo de la

FIGURA 19.16. Dos tómbolas han unido esta isla con tierra firme. (Según W.M. Davis.)

Refracción de las olas

en

una costa accidentada

FIGURA 19. 17. Este cordón en cúspide, que ha originado un lagoon triangular, recibe los materiales de la deriva de playa de ambas orillas. (Según E. Raisz.)

línea de la costa, dando como resultado la formación de un depósito de sedimentos, que se extiende hacia mar abierto, denominado flecha litoral (Lámina J.l). Debido a la refracción de las olas en las aguas poco profu ndas de la bahía, los sedimentos son transportados alrededor de la flecha por la deriva litoral. De esta forma, la flecha se curva hacia tierra. Una flecha litoral puede crecer y ex­ tenderse a lo largo de la entrada de la bahía, formando un cordón litoral (véase la figura 19.30 D). La deriva litoral en una isla puede originar un tómbola, que no es más que una barra de arena que une la isla con tierra firme (figura 1 9 . 16) . Cuando la deriva litoral converge desde direcciones opuestas hacia un punto determinado, los sedimentos se acumulan en forma de una barra en cúspide (figu­ ra 1 9 . 17) . Si continúa la deposición durante mucho tiem­ po, se forma un elemento mucho mayor denominado cabo de arena (figura 19. 1 8) , formado por muchas barras separadas por estrechas áreas de suelo bajo. La acción del viento puede transformar estos cordones playeros areno­ sos en dunas, aunque los cordones originales continúan siendo predominantes.

Refracción de las olas accidentada

en

una costa

En una costa con promontorios y bahías, tal como la que aparece en la figura 19.19, la refracción concentra la energía de las olas sobre los promontorios. Las sucesivas posiciones de la ola están indicadas mediante líneas nu­ meradas 1 , 2, 3, etc. Si el agua es profu nda, los frentes de la ola son paralelos. A medida que se aproximan a la costa, el retraso que origina la influencia del agua poco profunda comienza a sentirse primeramente en las áreas situadas delante de los promontorios. La reducción de la profundidad del agua hace disminuir la velocidad con que se desplaza la ola en esos lugares, mientras que en el agua más profunda que ocupa las bahías, la acción de retraso todavía no se ha producido. En consecuencia, el frente de la ola se refracta de acuerdo con la forma que tenga la línea de costa. Por lo general, las olas rompen antes en el promontorio que en la bahía, tal como indica la figura 19.19. Particularmente importante para comprender el desa­ rrollo de estas costas es conocer la distribución de la energía de las olas a lo largo de las mismas. En la figura 1 9 . 19, las líneas a trazos (designadas por las letras a, b, c,

335

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FIGURA 19.20. Acantilados marinos bordeados por una amplia plataforma de abrasión. Una pequeña playa se aprecia en el ángulo inferior izquierdo. Costa del Pacífico, al sur del Cabo F lattery, Washington. (Fotógrafo no conocido.)

Cordones (playeros y de dunas)

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Depresiones (ciénagas)

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FIGURA 19.18. Mapa del Cabo Cañaveral, Florida, como era en 1910, antes de que el Hombre introdujera modif icaciones. Las ondulaciones cercanas a la costa (derecha) son cordones playeros; las situadas tierra adentro son cordones de dunas construidos en antiguos cordones playeros. (Según Douglas Johnson, 1919.)

d, etc.) , dividen la ola que se halla en la posición 1 en partes iguales que pueden considerarse que tienen la misma cantidad de energía. A lo largo de los salientes, la energía se concentra en un pequeño fragmento de la línea de costa; en las bahías, se extiende sobre una mayor

FIGURA 19.1 9. bahías.

336

Refracción de las olas en una costa con

longitud de la costa. Como consecuencia, la rotura de las olas tiene un poder erosivo muy grande en los promonto­ rios, mientras que en las bahías es relativamente escaso e inefectivo. La consecuencia principal de este fenómeno es que los salientes y promontorios se erosionan y retro­ ceden rápidamente. El proceso tiende a formar, como ú ltimo estadio, una línea de costa completamente recta y estable. El ataque de las olas concentrado sobre los promonto­ rios produce altos acantilados marinos y una amplia pla­ taforma de abrasión (figura 1 9.20) . La rotura oblicua de las olas en las bahías origina la deriva litoral de los materiales hacia el fondo de las mismas, como se indica en la figura 1 9. 2 1 . E sta acumulación de sedimentos tiene forma de media luna y se denomina rada (figura 1 9.22) .

Deriva litoral y protección de las costas A lo largo de fragmentos de la línea de costa afectados por la retrogradación, la playa puede resultar seriamente reducida o incluso totalmente destruida. Cuando se pro-

FIGURA 1 9.2 1. La deriva l i toral transporta los sedimentos desde los promontorios hasta las bahías. (Según A.N. Strahler, The Eartb Sciences, 2ª ed., Harper and Row Publishers, figura 38.12, Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

FIGURA 19.22. Las islas rocosas, Jos arcos y cuevas marinas reflejan Ja intensa erosión de este promontorio de creta en Normandía. En el fondo de Ja pequeña bahía se ha desarrollado una playa. Esta fotografía fue tomada hacia 1900. ( F otógrafo no conocido.)

duce este hecho, el retroceso de la costa puede ser rápido si los materiales son blandos, destruyendo valiosas propiedades costeras. Las estructuras protectoras de inge­ niería diseñadas para resistir el ataque frontal de las olas son fácilmente destruidas y extraordinariamente caras. En algunas circunstancias, una interesante estrategia alter­ nativa consiste en instalar estructuras que originen la progradación, construyendo una amplia playa protectora. Ello �e basa en que el exceso de energía de las olas de tc.:menta puede ser utilizado para la construcción de las playas. El retroceso de la playa durante una tormenta será restaurado por su reconstrucción entre tormenta y tor­ menta. La progradación exige que los sedimentos arrastrados por la deriva litoral sean detenidos por la colocación de obstáculos a lo largo de la trayectoria de transporte. Para alcanzar este resultado, se han instalado espigones a intervalos determinados a lo largo de la costa. Un espigón es simplemente una pared o dique construido de manera

FIGURA 19.23. La construcción de un espigón origina importantes cambios en Ja configuración de Ja playa de arena. (Según A.N. Strahler, Planet Earth: lts Physical Systems Through Geologic Time, Harper and Row Publishers, f i gura E28. Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

Deriva litoral y protección de las costas

que forme ángulo recto con la línea de costa; pueden estar construidos con grandes masas rocosas reforzadas con hormigón o postes de madera. La figura 1 9.23 mues­ tra los cambios producidos en la línea de costa por la construcción de espigones. La arena se acumula en la parte superior derecha del espigón, originando una línea de costa curvada. En la parte inferior izquierda, la playa desaparecerá debido a la eliminación del suministro nor-

FIGURA 1 9.24. Sistema de espigones para captar la arena en W i lloughby, Virginia. La deriva litoral se mueve desde la parre inferior izquierda a la superior derecha.

337

mal de arena. El resultado puede ser una importante retrogradación, produciendo el retroceso de la costa. Por esta razón, los espigones deben estar espaciados de for­ ma que el efecto de cada uno de ellos se extienda al siguiente (figura 1 9.24) . En teoría, cuando los espigones hayan detenido la máxima cantidad de sedimentos, se restablecerá la deriva de playa en la nueva línea de costa. En algunas ocasiones la arena de una playa procede de la desembocadura de un río. La construcción de diques río arriba puede reducir drásticamente la carga sedimen­ taria y, por lo tanto, eliminar la fuente de arena para la deriva litoral. Entonces puede producirse un proceso de retrogradación a lo largo de una gran parte de la línea de costa. La línea de costa mediterránea del delta del Nilo ha sufrid0 la acción de la retrogradación debido a una re­ ducción en los sedimentos originada por la construcción de las presas del curso superior del Nilo.

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Tiemoo (horas)

La corriente de flujo se desplaza hacia el mar cuando asciende la marea; el reflujo se desplaza hacia tierra cuando baja la marea.

FIGURA 19.26.

Corrientes de marea Muchas costas están expuestas a las mareas, es decir, al ascenso y descenso rítmico del nivel del mar bajo las cambiantes fuerzas de atracción del sol y de la luna sobre la tierra. Cuando las mareas son fuertes, los efectos co­ rrespondientes de cambio del nivel del agua y las co­ rrientes tienen una gran importancia en el modelado de los relieves costeros. El ascenso y descenso del nivel del mar puede ser representado gráficamente por medio de la curva de mareas. Si observamos cada media hora la posición del nivel del agua mediante un poste graduado sujeto al pie de un desembarcadero o a un dique podríamos conocer la variación del nivel y trazar un gráfico de la marea. La figura 1 9.25 es una curva de marea obtenida en el puerto de Boston durante un período de un día. El agua alcanzó una altura máxima de 4 m en el momento de la marea alta. Después descendió hasta alcanzar la altura mínima, de aproximadamente 1 m, en el momento de la marea baja. Entre dos mareas altas o dos mareas bajas sucesivas transcurre un período de 1 2 1 /2 horas. El intervalo entre la marea alta y la marea baja siguiente es de unas 6 horas. Manana

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6

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Marea alta

Marea alta

M.

Pies 12

En este ejemplo, el promedio de oscilación, o diferencia entre las alturas sucesivas de la marea alta y baja, es de unos 3 m. El ascenso y descenso del agua provocados por las mareas producen movimientos del agua, conocidos como corrientes de marea, en las bahías y estuarios. Las rela­ ciones entre las corrientes de marea y la curva de marea se muestran en la figura 1 9.26: Cuando la marea comien­ za a ascender, se origina una corriente denominada flujo, que se detiene en el momento en que el agua está en su punto máximo. Cuando la marea comienza a descen­ der, se produce una corriente río arriba denominada

reflujo. Las corrientes de marea son activas en el curso bajo de los grandes ríos que han sufrido una inundación parcial debido al ascenso del nivel del mar. La parte del río en la que se aprecian las mareas constituye una forma de estua­ rio, en el que el agua dulce y el agua salada están mezcla­ das. La descarga del río aumenta el flujo pero se opone al reflujo, de tal forma que el primero alcanza una mayor velocidad que el segundo. Por lo tanto, un objeto que flote en el agua será desplazado más lejos mar adentro que río arriba en cada ciclo de marea, y al final alcanzará el mar abierto. Este proceso constituye una acción natural de descarga que arrastra los desperdicios originados por el Hombre, tales como las aguas residuales.

Energía mareomotriz !O

8

Marea baja

Altura del agua en el puerto de Boston, medida a intervalos de media hora.

FIGURA 19-25.

338

2

La energía mareomotriz utiliza el ascenso y descenso del nivel del océano como una fuente para la producción de electricidad. Para aprovechar el poder de las mareas, es necesario localizar una bahía en una costa sujeta a gran­ des oscilaciones del agua debidas a las mareas. Localiza­ ciones de este tipo se encuentran en la costa atlántica de M aine, Nueva Brunswick, y Nueva Escocia, a lo largo de la bahía de Fundy. En este lugar, el promedio de oscila­ ción es superior a los 1 0 m. La costa accidentada situada cerca del límite entre Maine y Nueva Escocia posee nu­ merosas bahías que se estrechan en la parte del océano_ Las bocas estrechas de las bahías pueden ser cerradas por diques, de manera que las corrientes de marea pasen a través de conductos que conectan la bahía y el océano. Las turbinas situadas en esos conductos son puestas en movimiento por la fuerza de las corrientes de marea.

Morfología debida a olas y a corrientes marinas

Los proyectos para la construcción de una central ma­ reomotriz en la bahía de Passamaquoddy, a la entrada de la bahía de Fundy, fueron desarrollados y modificados durante un largo período de años. Los trabajos de una pequeña parte del proyecto total fueron iniciados en 1 935 y suspendidos en 1 937. Actualmente, sólo existen en funcionamiento dos importantes centrales mareomo­ trices. Una de ellas es la central de La Rance en la costa francesa de Bretaña. Inaugurada en 1 966, la capacidad máxima de producción de la central, que tiene 24 con­ ductos, es de 240 megawatios cuando las turbinas traba­ jan a su ritmo más elevado. Sin embargo, el promedio anual es de sólo 60 megawatios, que es aproximadamente la producción de una pequeña central nuclear. Una se­ gunda central mareomotriz se encuentra en la Unión Soviética en una· ensenada del Mar Blanco. En 1 977 un estudio canadiense revisó las posibilidades de la energía mareomotriz en la bahía de Fundy, concluyendo que un gran proyecto puede ser económicamente realizable. Se ha proyectado una central con capacidad para producir 3 .800 megawatios, que entraría en funcionamiento en 1 990. Las posibilidades de un desarrollo de la energía mareo­ motriz a escala global no son muy grandes. Para el con­ junto del mundo la energía producida por la explotación de todas las localizaciones costeras adecuadas supone sólo el uno por ciento de la energía potencialmente disponible a través de las centrales hidráulicas. En los Estados Unidos, los recursos mareomotrices potenciales suponen los dos tercios de los recursos hidráulicos.

Depósitos de corrientes de marea Las corrie ntes de flujo y reflujo generadas por las mareas desempeñan varias funciones importantes a lo largo de la línea de costa. En primer lugar, las corrientes que entran y salen de las bahías a través de estrechos canales son muy veloces y pueden excavar profundamente un canal y mantenerlo abierto a pesar de la tendencia que tienen los procesos de deriva litoral a taponado con arena. Por otro lado, las corrientes de marea transportan gran

FIGURA 19.27. Marisma en South Wellf leet, Massachusetts. En invierno, los rastrojos cubren la marisma. Un pequeño canal de marea drena la marisma cuando baja la marea. (A.N. S trahler.)

Depósitos de corrientes de marea

FIGURA 19.28. Esta extensa marisma de la costa oriental de Florida está plagada de canales de marea serpenteantes. ( Lawrence Lowry.)

cantidad de limo fino y arcilla, arrastrados por los ríos que desembocan en las bahías o procedentes de los fondos fangosos cuando éstos son agitados por la acción de las olas durante una tormenta. Estos finos sedimentos se depositan en el fondo de las bahías y estuarios, donde se acumulan en estratos que van colmando gradualmente las bahías. En estos sedimentos suele haber gran cantidad de materia orgánica. Con el tiempo, los sedimentos de marea colman la bahía y originan llanuras de fango, que son grandes extensiones de limo y arcilla que quedan al descubierto en la bajamar y cubiertos en la pleamar. A continuación, comienzan a crecer sobre ellas una serie de plantas que toleran la sal. Los tallos de éstas atrapan más sedimentos y la llanura crece hasta aproximadamente el nivel de la pleamar, convirtiéndose en una marisma (figura 1 9.27). Con el tiempo se forma una espesa capa de turba en la superficie. Las corrientes de mare:i. siguen circulando por la marisma formando una compleja red de sinuosos cana­ les de marea (figura 1 9.28) . Las marismas son de interés para los geógrafos ya que pueden drenarse y ser productivas desde el punto de vista de la agricultura. Primero se aísla la marisma del mar construyendo un dique en el que se instalan com­ puertas que permitan el drenaje de agua dulce durante la bajamar, pero que impidan la entrada de agua salada cuando sube la marea. De este modo se va eliminando gradualmente el agua salada hasta que toda el agua del

339

suelo sea dulce. Este sistema de diques se ha desarrolla­ do de manera intensiva en H olanda (donde se denomi­ nan polders), y en el sureste de Inglaterra (jenlands). Durante muchas décadas, la superficie de la marisma está afectada por un movimiento de subsidencia debido a la compactación de las capas de turba infrayacentes, pu­ diendo quedar finalmente bajo el nivel del mar. Sobre los habitantes de estas zonas bajas se cierne constantemente la amenaza de quedar inundados por el agua del mar cuando las olas de tormenta rompen sobre los diques. La recuperación de marismas mediante la construcción de diques y drenaje posterior ya fue practicada por los colo­ nos del Nuevo Mundo en Nueva Inglaterra y Nueva Esco­ cia. En la época industrial, grandes áreas de marismas han sido destruidas por la acción del H ombre, habiéndo­ se protegido estas zonas por las legislaciones recientes.

Tipos de costa Existen muchos tipos de costas, cada uno de los cuales presenta unos rasgos únicos debido a las diferentes masas rocosas contra las cuales los océanos son obligados a permanecer. Un grupo de costas se origina por un proce­ so de inmersión, es decir, la inundación de una zona costera por el ascenso del nivel del mar o la subsidencia de la corteza terrestre. Otro grupo procede de una sumer-

A.

Costa de rías

sión, que es la exposición de los relieves submarinos por un descenso del nivel del mar o un levantamiento de la corteza. H ay otros tipos de costa que se originan por las erupciones volcánicas, por el crecimiento de los deltas de los ríos, o por el desarrollo de arrecifes cora­ linos. En la figura 1 9.29 se ilustran algunos de los más impor­ tantes tipos de costa. La costa de rías (A) es una costa muy accidentada, resultado de la inmersión de una masa de tierra muy erosionada por la acción de los ríos, y en la cual existen numerosas islas. La costa de fiordos (B) está fuertemente indentada por las paredes abruptas de los fiordos, que son valles glaciares sumergidos (capítu­ lo 2 1 ) . Las costas de islas barrera (C) están relacionadas con una reciente emersión de una llanura costera. Pene­ tran suavemente en el mar, y suele formarse una barra de arena a cierta distancia de la línea de costa por la acción de las olas. Los grandes ríos construyen deltas, produ­ ciendo costas en delta (D) . Las costas volcánicas (E) están originadas por erupciones volcánicas y la acumula­ ción de los materiales de la erupción, parte de los cuales permanecen bajo el nivel del mar. Los corales pueden también originar nuevas tierras, y desarrollar costas de arrecifes coralinos (F). El fallamiento de un borde conti­ nental, asociado a un hundimiento del bloque que da al mar puede producir una costa de falla ( G) .

B. Costa de fiordos

C. Costa de islas barrera

D. Costa en delta

E. C. volcánica (izq .) F. C. de arrecifes coralinos (der.)

G. Costa de falla

Tipos de costa. Estos ejemplos se h an seleccionado para i l us trar una parte de la amplia serie de los rasgos costeros. (Según A.N. Strahler.)

FIGURA 19.29.

340

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

Desarrollo de una costa de inmersión. (Según A.N. Strahler.) B = bocana; CA = cabo acanti lado; CC = cordón circular; CCu = cordón en cúspide; C = cordón litoral; OC = delta en cúspide; DFB = delta frontal de bahía; F = f lecha; F C = flecha compleja; F G = flecha e n gancho; L = lagoon; P F B = playa frontal de bahía; P F C = playa frontal d e cabo; PLB = playa lateral de bahía; T = tómbolo; TC = tómbolo complejo; TO = tómbolo doble.

FIGURA 19.30.

Evolución

de

una costa

de rías

Este tipo de costa se forma cuando un ascenso del nivel del mar o un hundimiento de la corteza (o ambos) levan· tan la línea de costa, que se situará en las paredes de los valles previamente excavados por los ríos. Este momento aparece ilustrado en el gráfico A de la figura 1 9.30. Rápi­ damente, el ataque de las olas origina acantilados en la costa y en las orillas de las islas que miran al mar (gráfico B). Los sedimentos producidos por la acción de las olas comienzan a acumularse en forma de playas en la base de los acantilados y en el fondo de las bahías. Estos sedi­ mentos son arrastrados por la deriva litoral y forman flechas de arena en la boca de las bahías y conexiones entre las islas y la tierra firme, formando tómbolos (gráfi­ co C). Finalmente, las islas ya han sido completamente erosionadas y los salientes de los acantilados han sido desgastados de modo que forman una línea de costa más o menos recta (gráfico D). A continuación las bahías se cierran, aunque pueden persistir algunas bocanas, que se mantienen abiertas por la acción de las corrientes de

Evolución tk una costa tk rías

marea. El gráfico E muestra una etapa posterior en la cual la línea de costa ha retrocedido hasta el límite interno de las bahías primitivas. La influencia de las costas de rías sobre las actividades humanas ha sido muy intensa a lo largo de todos los tiempos. Las profundas bahías de este tipo de costas proporcionan unos excelentes puertos naturales. Gran parte de las costas de Escandinavia, Francia e Islas Britá­ nicas disponen de tales puertos. En consecuencia, estos pueblos tienen una importante tradición en actividades tales como la pesca, construcción naval, comercio maríti­ mo y actividades marinas en general. El relieve montaño­ so de las costas de rías o fiordos hacen que la agricultura sea muy difícil o imposible, forzando a estos pueblos a orientarse hacia el mar para conseguir su sustento. En Nueva Inglaterra y en las provincias costeras del Canadá, la costa de rías proporciona gran cantidad de buenos puertos. La influencia de este medio promovió el mis· mo desarrollo en cuanto a la pesca, comercio y construc­ ción de barcos, que en las Islas Británicas y Escandi­ navia.

341

Cordones de dunas

FIGURA 19.31. La isla barrera está separada de tierra firme por un amplio lagoon. Los sedimentos van rellenando el lagoon, mientras los cordones de dunas avanzan hacia las llanuras de marea. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed.. Harper and Row Publishers, figura 38.22. Copyright 1963, 1971 por Anhur N. Strahler.)

Costas de islas barrera En contraste con las costas de rías y fiordos, con su escarpado relieve y perfil profundamente recortado, se hallan las costas de bajo relieve que penetran suavemen­ te en el mar. La llanura costera atlántica y la costa del Golfo de los Estados Unidos constituyen un ejemplo particularmente interesante de estas superficies suave­ mente inclinadas. Una llanura costera es una zona de estratos sedimentarios relativamente jóvenes, acumula· dos anteriormente bajo el mar en forma de depósitos marinos sobre la plataforma continental (véase la figu-

ra 1 9. 3 1 ). La emersión a causa de repetidos levantamien­ tos de la corteza ha sido el proceso que ha caracterizado a esta llanura costera desde el final del Cenozoico hasta la actualidad. A lo largo de gran parte de la costa atlántica y del Golfo se ha desarrollado una isla barrera, cordón de arena de poca altura construido por las olas, que posteriormente ha ido aumentando de tamaño por el crecimiento de dunas (figura 1 9. 3 1 ). Detrás de la isla barrera existe un lagoon, que es una extensa superficie de aguas someras, a menudo de varios kilómetros de anchura, que en mu­ chos lugares está casi colmatado por depósitos de marea.

Golfo de México

26°

FIGURA 19.32. La bocana de East Moriches se originó durante una gran tormenta en marzo de 1931 y atravesó la isla de Fuego, una isla barrera frente a Long Island. Esta foto aérea, tomada unos pocos días después de la rotura, muestra el delta de marea submarino que s e originó dentro del lagoon (derecha). El área fotografiada tiene 1,6 km de longitud. El None se halla a la derech a; el océano Atlántico a l a izquierda. ( Fotografía de las Fuerzas Aéreas d e los Estados Unidos.)

342

lOOmi lOOkm 96º FIGURA 19.33. La costa texana del Golfo de México está dominada por una isla barrera.

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

r �2�."''2J!)

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Estadios de Ja formación de un delta simple. (Según G.K. Gilbert.)

FIGURA 19.34.

Un rasgo característico de muchas islas barrera es la existencia de aberturas, conocidas como canales de ma­ rea, por los que circulan poderosas corrientes que van alternativamente hacia el mar o hacia tierra según baje o ascienda la marea. Durante las tormentas fuertes, la barra puede romperse por otras partes (figura 1 9.32). Las co­ rrientes de marea tenderán a mantener despejada esta nueva abertura, pero puede cerrarse por la arena arrastra­ da por la deriva litoral. Las aguas someras forman por lo general malos puertos naturales a lo largo de las costas con islas barrera. E l propio lagoon puede servir d e puerto natural s i los cana­ les de marea submarinos tienen la suficiente profundi­ dad. Los barcos entran y salen a través de uno de estos pasadizos de la isla barrera, pero se necesitan malecones y embarcaderos artificiales que confinen la corriente y de esta manera el canal mantenga la profundidad adecuada. Con frecuencia, las grandes ciudades portuarias se locali­ zan en las desembocaduras de los ríos en el lagoon. Los cursos bajos de los grandes ríos constituyen canales de marea que se dragan para que puedan navegar por ellos buques grandes y, de este modo, existan ciudades portua­ rias varios kilómetros tierra adentro. Uno de los mejores ejemplos de isla barrera y lagoon lo tenemos en la costa de Texas (figura 1 9.33). La barrera tiene una longitud de unos 1 60 km y los pasos a través de ella son muy escasos. El lagoon tiene una anchura que

oscila entre los 8 y 1 6 km. G alveston se halla construida sobre una barrera al lado de un canal que comunica la bahía de Galveston con el mar. Sin embargo, la mayoría de los otros puertos de Texas están situados en tierra firme al lado de la costa. Corpus Christi, Rockport, Texas City, Lavaca y otros puertos están localizados en las ba­ hías. Las islas barrera de la costa de Carolina del Norte están caracterizadas por los prominentes promontorios en for­ ma de cúspide -Cabo H atteras y Cabo Lookout- y por un gran lagoon -Estrecho de Pamlico- (Lámina J .2). La línea de costa presenta profundas bahías, lo cual indica una reciente inmersión de la llanura costera. La barrera se desplaza hacia tierra impulsada por el fenómeno del lavado superficial, en el que las olas de tormenta cruzan por encima de la barrera y arrastran arena, que se deposi­ ta en el lagoon (Lámina J.2) . Este hecho está sujeto a una importante controversia. Por un lado están aquellos que buscan el desarrollo turístico de las playas de la barrera y los que protegen sus propiedades en la misma, y por otro lado se encuentran los conservadores y el National Park Service, que son partidarios de que los procesos naturales evolucionen sin la intervención del Hombre.

Costas

en

delta

Los depósitos de barro, limo, arena o grava originados por un río cuando desemboca en una masa tranquila de agua se conocen con el nombre de delta (figura 1 9.34). La deposición está motivada por la rápida reducción de velocidad que experimenta la corriente al penetrar en la masa de agua. Generalmente, el cauce del río se divide y subdivide en cauces más pequeños denominados cana­ les de distribución. Las partículas gruesas se depositan primero, mientras que las arcillas y otros materiales finos siguen en suspensión hasta que se depositan en aguas profundas (figura 1 9.35) . El contacto del agua. dulce con la salada motiva que las arcillas más finas se reúnan en grandes aglomerados (floculación) , que se depositan en el fondo del mar. Los deltas muestran una gran variedad de formas, debi­ do tanto a la configuración de la línea de costa como a la acción de las olas. El delta del Nilo, cuyo parecido con la letra griega " delta" sugirió el nombre de este tipo de depósitos, tiene canales de distribución que se esparcen en forma radial (figura 1 9. 3 6 A ) . Debido a la amplia

Canales distribuidores antiguos

FIGURA 19.35.

Sección vertical de un delta simple en el que se observa su estructura. (Según G.K. Gilbert.)

Costas en �Ita

343

89' 00'

MAR MEDITERRÁNEO

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GOLFO DE MéXICO

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\� -20 FIGURA 19.36. Deltas, (A) El delta del Nilo es de tipo arqueado y tiene forma triangular, ( B) El delta dei Mississippi es de tipo ramificado, en forma de pata de ave (digitado) , con largos pasos, ( C) El delta del Tíber es triangular o en cúspide, debido a la acción de las fuertes olas y corrientes, ( D) El delta del Sena va rellenando u n estrecho estuario,

curvatura que tiene su línea de costa, semejante al con­ torno de un abanico aluvial, este tipo se denomina delta arqueado (Lámina J2), El delta del río Mississippi pre­ senta una forma completamente diferente (figura 19,36 B) , Se denomina delta digitado, debido a que cada canal de distribución origina una larga proyección que se extien­ de mar adentro, Cuando un río desemboca directamente en una línea de costa donde el embate de las olas es fuerte, el sedi­ mento transportado por la corriente fluvial se desparrama por la playa en las dos direcciones a partir del punto de confluencia, originando un delta puntiagudo con los bor­ des ligeramente cóncavos hacia el mar, Se Je da el nom­ bre de delta triangular o en cúspide (figura 1 9 ,36 C) , En los lugares en los que el río desemboca en un largo y estrecho estuario, el delta queda confinado a la forma del mismo (figura 1 9 , 3 6 D) , Este tipo puede denominarse

delta- estuario, Los deltas de los grandes ríos han sido de la mayor importancia desde los primeros tiempos históricos, ya que sus extensas y llanas tierras mantienen una densa población agrícola, Importantes ciudades costeras, enla­ ce del tráfico marítimo y fluvial, han surgido a menudo en o cerca de Jos deltas, Ejemplos de ello son Alejandría en el Nilo, Calcuta en el Ganges-Brahmaputra, Amster­ dam y Rotterdam en el Rin, Shangai en el Yangtze, Mar-

344

sella en el Ródano y Nueva Orleans en el MississippL El crecimiento del delta suele ser rápido, oscilando de los 3 m anuales del Nilo a los 60 anuales del Po y del MississippL Debido a esto, algunos pueblos y ciudades que hace algunos cientos de años estaban en la desembo­ cadura del río, se hallan ahora algunos kilómetros tierra adentro, U n problema importante de ingeniería es el de mantener constantemente abierto un canal de distribu­ ción para que los buques procedentes del mar puedan penetrar por el delta hasta alcanzar el puerto, Las termi­ naciones de los canales del delta del Mississippi, deno­ minados pasos, han tenido que extenderse mediante la construcción de embarcaderos, entre los cuales la estre­ cha corriente se ve forzada a adquirir mayor velocidad y de este modo profundiza el cauce,

Costas de arrecifes coralinos Las costas coralinas se caracterizan por el hecho de que su crecimiento se debe a la acción de una serie de organismos: corales y algas, Al desarrollarse, estos orga­ nismos forman depósitos de carbonato cálcico, denomi­ nados arrecifes coralinos. A medida que los corales mue­ ren, otros nuevos se van depositando por encima de ellos, acumulándose en forma de caliza, Algunos frag­ mentos de coral pueden romperse por el ataque de las

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

Bloques de granito en la costa atlántica de Mt. Desert lsland, Maine. A media distancia pueden apreciarse cavernas, y al fondo una playa de cantos. (Arthur N. Strahler.) (Arriba) Arcos rocosos excavados por las olas en un acantilado formado por estratos horizontales de arenisca en el Lago Superior. (Orlo E. Childs.)

(Derécha) Los habitantes de esta zona han construido sus propios muros de contención a lo largo de este tramo de la costa del Lago Michigan en Indiana. (Ned L. Reglein.) (Abajo) Esta flecha de arena blanca que crece en la dirección del observador, deja sólo un estrecho paso (submarino) para las corrientes de marea. Martha's Vineyard, Massachusetts. (Donald W. Lovejoy.)

� .

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La superficie plana de la izquierda, por encima de los acantilados marinos, es una terraza marina, una antigua plataforma de abrasión elevada después por encima del nivel del mar. Sur de Lucia, California. (Orlo E. Childs.)

Fragmento de la costa de rías de Tasmania, al otro lado de Hobart. La inmersión, parcialmente como resultado del levantamiento postglacial del nivel del mar, ha inundado muchos valles. (Paul W. Tappan.)

Relieves costeros

Lámina J.l

La costa de isla barrera de Carolina del Norte vista desde el vehículo espacial Apolo IX. La playa de arena de la barrera se proyecta hacia el mar en dos puntos: Cabo Hatteras (H) y Cabo Lookout (L). Pamllco Sound (P) se encuentra entre la barrera y la costa de tierra firme, que presenta profundas bahías como resultado de una inmersión posglacial. Extensas áreas de marismas (S) constituyen la zona costera baja. A través de dos bocanas (1) entre el Cabo Hatteras y el Cabo Lookout, los sedimentos son arrastrados hacia el mar, como se aprecia en las manchas más claras. El límite de la Corriente del Golfo (G) se aprecia claramente. La zona representada tiene una longitud aproximada de unos 160 km. (NASA-N.0 AS9-20-3128.)

Vista de la barrera en Cabo Hatteras. A la izquierda de la playa se aprecia una alineación de dunas, bien protegidas por una cubierta vegetal. La vista está orientada hacia el norte; el Océano Atlántico está situado a la derecha. (Mark A. Melton.)

Cerca del Cabo Hatteras, este fragmento de la isla barrera ha sido azotado por una tormenta que ha alcanzado las dunas, arrastrando la arena hacia la bahía situada a la izquierda. (Mark A. Melton.)

Lámina J.2

Costa de islas barrera

El Delta del Nilo aparece, con su verdadero color, como un triángulo verde azulado rodeado por áreas desérticas. Dos grandes canales distribuidores del Nilo (N) desembocan formando unas prominencias: el Damietta (D) y el Rosetta (R). Alejandría (A) se encuentra justo en la parte inferior de la imagen. La arena de la desembocadura de los ríos, arrastrada por deriva litoral, se ha acumulado en una playa de barrera (8) separada de tierra firme por un lagoon abierto (L). El Canal de Suez (C) conecta el Mar Mediterráneo (izquierda) con el Golfo de Suez (derecha). Más allá se encuentra la Península del Sinaí. (NASA-N.0 S-65-34776.)

Dunas de arena rojiza o amarilla cubren gran parte del área de esta fotografía del desierto del Sáhara en Argelia realizada por el Géminis VII. La zona oscura de la parte superior es un lago poco profundo. El agua y los sedimentos son transportados hasta la cuenca del lago por el Wadi Saura, que desemboca en la orilla inferior derecha. El sustrato rocoso se halla al descubierto en una alineación de hogbacks que representan una estructur:;i. plegada fuertemente erosionada. El área que aparece en la imagen tiene una longitud de unos 50 km. (NASA-N.º S65-6380.)

El Delta del Nilo y las dunas del Sáhara

Lámina J.3

Gran mar de dunas transversales cerca de Yuma, Arizona. La forma de las dunas indica que los vientos predominantes soplan desde la derecha hacia la izquierda. (Arthur N. Strahler.)

Este corte vertical de una espesa capa de loess al este de Vicksburg, Mississippi, ha sufrido poca erosión durante un período de muchos años. (Orlo E. Childs.)

Detalle del loess de la misma pared que aparece en la fotografía de la derecha. El material del que está formada es un limo blando depositado por el viento durante el Pleistoceno. (Orlo E. Childs.)

La acción de la lluvia y del viento sobre el suelo de este desierto ha arrastrado los materiales finos, dejando un pavimento de cantos que actúan como protección del material blando situado por debajo. Big Bend National Park, Texas. (Mark A. Melton.)

Las dunas costeras avanzan tierra adentro a lo largo de la costa del Pacífico, cerca de la Bahía de Morro, California. La Roca de Morro, islote de rocas plutónicas, se� aprecia a lo lejos. (Orlo E. Childs.)

Esta duna costera avanza hacia un bosque, cubriendo sucesivamente los árboles que encuentra a su paso. Costa del lago Michigan cerca de Michigan City, Indiana. (Barry Voight.)

Lámina J.4

Dunas y loess

FIGURA 19.37. Este arrecife de Ja costa de java forma una anc ha plataforma entre la zona de la rompiente (izquierda) y Ja playa blanca de arena coralina. La tierra está cubierta por pluvisilva. (Luchtvaart-Afdeeling, Bandung.)

olas, y los fragmentos pulverizados se acumulan en pla­ yas de arena. Las costas coralinas se originan en las caldeadas aguas tropicales, entre los 30· lar. N y los 25· lar. S. Para que se desarrollen abundantemente son necesarias temperaturas superiores a los 20· C. Además, los corales viven cerca de la superficie del agua. El buen desarrollo del coral preci­ sa también de aguas limpias y bien aireadas, de aquí que abunden en los lugares que están expuestos al embate de las olas provenientes de alta mar. Como el agua fangosa impide el crecimiento de los corales, no se forman arreci­ fes frente a la desembocadura de los ríos. Los arrecifes de coral son extraordinariamente llanos por su parte supe­ rior (figura 1 9.37) . Quedan al descubierto durante la bajamar pero cubiertos durante la pleamar. Pueden señalarse tres tipos de arrecifes coralinos: ( 1 ) arrecifes costeros, (2) arrecifes barrera y (3) atolones. Los arrecifes costeros se originan en las plataformas unidas a la costa (figura 1 9.37). Alcanzan su máximo desarrollo en la parte frontal de los salientes litorales donde el ataque de las olas es más intenso y los corales reciben agua limpia que les proporciona abundante alimento. Los arrecifes barrera están fuera de la costa y separa­ dos de tierra firme por un lagoon (figura 1 9.38) . En el arrecife existen a intervalos estrechos pasos, por los que

FIGURA 1 9.39. Fotografiado desde una altura de 240 km por Jos astronautas del Géminis V, el atolón de Rongelap en las islas Marshall, océano Pacífico, aparece como un lazo cerrado que se aprec ia entre las nubes. ( Fotografía de la NASA.)

vuelve al mar el exceso de agua que penetra en el lagoon procedente de la rotura de las olas. Los atolones son arrecifes de coral más o menos circu­ lares en cuyo interior encierran un lagoon que no posee ningún pedazo de tierra firme ( figura 1 9.39) . En los grandes atolones, la acción de las olas y del viento ha levantado partes del arrecife para formar cadenas insula­ res bajas que se hallan conectadas por el mismo. Muchos atolones se han construido sobre una base de rocas volcá­ nicas. Se piensa que esa base es un volcán basáltico, desarrollado en el fondo del mar. De acuerdo con la teoría de la subsidencia de Darwin, los volcanes extin­ guidos se habrían ido hundiendo, por la acción erosiva de las olas. Al mismo tiempo, el coral continuaba desarro­ llándose (figura 1 9.40). Los aspectos ambientales de los atolones son únicos en algunos rasgos. Por ejemplo, no existe ningún otro tipo de roca que no sea caliza coralina, compuesta de carbo­ nato cálcico. Esto significa que los árboles y plantas que requieren otros elementos, como el silicio, para su crecí-

La teoría de la subsidencia, que intenta explicar la formac ión y el desarrollo de los atolones y arrecifes barrera, s e indica aquí en cuatro fases, comenzando con un arrecife costero unido a una isla volcánica y acabando con un arrecife c ircu lar. (Según W.M. Davis.)

FIGURA 19.40. FIGURA 19.38. Los arrecifes barrera están separados de tierra por un lagoon poco profundo. (Según W.M. Davis.)

Costas de arrecifes coraltnos

345

miento y desarrollo, no pueden ser cultivados sin la ayuda de fertilizantes o de tierras procedentes de otras islas mayores, donde aún existan restos volcánicos. La palmera es propia de los atolones ya que se desarro­ lla en aguas salobres y sus semillas se propagan rápida­ mente por flotación de una isla a otra. Los nativos han cul tivado los cocoteros para proveerse de comida, vesti­ do, fibras y materiales para construir sus chozas. El a&ua dulce es escasa en los atolones, por lo que la lluvia debe ser recogida en depósitos o vasijas adecuados y cuidado­ samente conservada. El pescado y otros animales marinos constituyen una parte importante de la dieta de los nati­ vos de los atolones. Las quietas aguas del lagoon son óptimas para la pesca y para poder varar en la playa las ca­ noas. Las islas de coral del Pacífico Occidental están en conti­ nuo peligro de ser devastadas por los ciclones tropicales (huracanes y tifones) . La rotura de las olas por encima del escaso nivel de tierra firme arrastra las palmeras y causa la destrucción de las casas de los nativos y a veces su propia muerte, ya que no existen tierras elevadas para poder refugiarse.

Costas levantadas y terrazas marinas La vida activa de una línea de costa es a veces alterada por un rápido ascenso. Cuando se produce este fenómeno, el resultado es la formación de una costa levantada, en la que los acantilados y las plataformas de abrasión quedan por encima del nivel de acción de las olas. La antigua plataforma de abrasión se convierte entonces en una terraza marina (figura 19.4 1 ) . La denudación fluvial comienza a erosionar la terraza, que puede quedar par­ cialmente cubierta por los depósitos aluviales. Las terrazas marinas situadas en costas montañosas tie­ nen gran importancia para el H ombre ya que constituyen franjas de suelo plano que se extienden durante muchos kilómetros paralelas a la costa. Las carreteras y ferrocarri­ les atraviesan estas terrazas, que son también excelentes localizaciones para las ciudades y pueblos. Además, el suelo de estas terrazas planas es bueno para el desarrollo de la agricultura. Las costas levantadas son corrientes a lo largo de la costa e islas del Pacífico debido a que los procesos tectó­ nicos son activos a lo largo de las cordilleras costeras y de las cadenas de volcanes. Los repetidos levantamientos originan una serie de líneas de costa escalonadas progre-

FIGURA 19.41. Una costa levantada se convierte en un acantilado paralelo a la nueva l ínea de costa. La p lataforma de abrasión antigua es ahora una terraza marina. (Según A.N. Strahler.)

346

FIGURA 19.42. Terrazas marinas en la vertiente oeste de la isla de Sari C lemente, en la costa sur de Califor nia. En esta serie se han identificado más de 20 terrazas; la más grande presenta una elevación de unos 200 m. (John S. Shelton.)

sivamente. Algunos buenos ejemplos de terrazas marinas se encuentran en la vertiente oeste de la isla de San Clemente, frente a la costa de California (figura 1 9.4 2 ) .

La célula litoral como sistema de flujo de materia Este concepto de célula litoral se aplica al conjunto de procesos costeros y a los relieves de las líneas de costa continentales, como un medio distintivo que representa un flujo abierto de materia. El sistema consiste básica­ mente en una entrada de sedimentos procedentes del continente, el transporte y almacenaje de los sedimentos a lo largo de la costa y en el área de la rompiente, y una salida de la materia hacia los fondos oceánicos. La figura 1 9.43 es un diagrama que muestra una típica célula litoral de la costa del Pacífico en Norteamérica, donde los acantilados son muy frecuentes a lo largo de toda la costa. La dirección predominante de la deriva litoral es la señalada por las flechas, es decir, de izquier­ da a derecha. La célula que hemos señalado aquí es un fragmento de la línea de costa cóncava hacia el mar, limitada por dos acantilados. El ataque de las olas a esos acantilados proporciona los sedimentos necesarios para la deriva litoral. Los sedimentos en almacenaje comien­ zan a depositarse en forma de pequeña playa a cierta distancia del promontorio en la dirección de la deriva. Algo más lejos desembocan los ríos, transportando una gran cantidad de sedimentos fluviales que originan el crecimiento de la playa. Finalmente, los sedimentos arrastrados por la deriva formarán un cañón submarino en la plataforma continental y las corrientes de turbidez los llevarán hasta aguas profundas donde se depositarán en forma de cono submarino. La célula litoral incluye también parte de la plataforma continental, donde se depositan y transportan los mate­ riales. En invierno, muchos de los sedimentos de la playa son arrastrados hacia esta zona, pero son devueltos en verano. Este ciclo anual es típico de las playas de latitu­ des medias. En el diagrama no se representa el circuito en el que la arena de la playa es transportada tierra adentro por los vientos del mar, formando dunas costeras,

Moifología debida a olas y a corrientes marinas

Célula litoral

Diagrama pictórico de una célula litoral típica del sur de California. (Basado en los datos de D.L. Inman y B.M. Brush, 1973, Science, vol. 1 8 1 , p. 26. Según A.N. Strahler , Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 19.46.)

FIGURA 19.43.

y devuelta a la playa por los vientos de tierra, o por los ríos, o durante las altas mareas y la resaca asociadas a las grandes tormentas. La figura 1 9.44 es un diagrama esquemático de la célu­ la litoral como sistema abierto de flujo de materia. En él se señalan las tres entradas y salidas, junto a las dos formas de almacenaje en forma de sedimentación. Se ha calculado que en el conjunto del mundo, la mayor fuente de sedimentos de las células litorales pro­ cede de los ríos (aproximadamente el 95 %) , y sólo una pequeña cantidad a los derivados de la erosión de los acantilados. Muchas costas, tales como las de islas barrera y costas en delta, no tienen acantilados rocosos. Debido a que muchas playas dependen de los ríos para su desarro­ llo, la construcción de embalses en las corrientes fluvia­ les amenaza gravemente su existencia en muchos lugares del mundo. Como ya se explicó en este capítulo, cuando los sedimentos quedan retenidos en los embalses, las playas situadas en la dirección de la deriva a partir de la desembocadura del río pueden dismi nuir de tamaño, e incluso llegar a desaparecer. Este fenómeno es aprecia­ ble en las células litorales de la costa de California, donde se han construido presas en la mayoría de los ríos para embalsar el agua.

Revisión de los relieves costeros La variedad es el elemento que define los relieves produ­ cidos por las olas, corrientes y organismos a lo largo de las áreas costeras de todo el mundo. H emos elegido sólo unos ejemplos representativos de los tipos de costas pre­ sentes en nuestro planeta. Cada una de las zonas costeras

representa un diferente hábitat para las formas de vida, y ofrece una situación variada a la que debe enfrentarse el H ombre para desarrollar y explotar sus recursos. En siglos pasados, las áreas costeras fueron utilizadas principalmente para obtener alimento, como puerto para los barcos, y para comerciar con otros pueblos. Actual­ mente la situación está cambiando. La zona costera tiene ahora una gran demanda como lugar de recreo, y el valor de las tierras cercanas al mar aumenta de valor. Surgen edificaciones en cualquier punto, y la navegación y la pesca deportiva están sustituyendo a las actividades tradi­ cionales de pesca y comercio. Los complejos de lujo se desarrollan en aquellos lugares antes ocupados por un complejo ecosistema marino. También la industria lucha por situarse en las zonas costeras, situando en ellas las centrales nucleares y las refinerías de petróleo. Las decisiones adecuadas para el desarrollo de la zona costera dependen de un exacto conocimiento de los procesos que tienen lugar en esas áreas, tales como la erosión o la deriva litoral. Los cambios introducidos por el Hombre pueden conducir a una retrogradación o pro­ gradación, o al relleno de cauces y puertos. Estos cam­ bios afectan también profundamente a los ecosistemas marinos. El transporte y deposición de arena por la acción del viento es un importante proceso en el modelado de las costas. En este capítulo nos hemos referido a las dunas de arena derivadas de la arena de la playa. En el siguiente capítulo estudiaremos el transporte de arena realizado por el viento, y la formación de las dunas. De esta forma, completaremos las relaciones entre la acción de las olas y del viento en el desarrollo de las áreas costeras.

Entradas Playas a dunas

) De la carga de los r(os De los acantilados, erosionados por las ola

1 1 1 1 ¡__,, 1 1 1 1 1 1

Dunas a playas

_J

Salida a través del cañón submarino

(invierno) (verano)

Revisión de los relieves costeros

Diagrama esquemático de la célula litoral como sistema abierto de materia. (Según A.N. Strahler, lnstructor·s Manual to Accompany Physical Geology, Harper and Row Publishers, p. 79. Copyright 1981 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 19.44.

347

CAPÍTULO

20

Morfología eólica

El viento que sopla sobre la superficie sólida de las tierras es otro de los agentes activos que intervienen en el desarrollo del relieve. Generalmente, el viento no es Jo suficientemente fuerte para arrancar materiales de la superficie de las rocas duras o de los suelos protegidos por una densa cobertura vegetal. Por el contrario, la acción del viento, erosionando y transportando sedimen­ tos, se limita a aquellas superficies en las que los minera­ les pequeños y las partículas orgánicas están sueltas. Estas áreas son fundamentalmente los desiertos y las tierras semiáridas (estepas). Una excepción a esto lo constituyen los medios costeros, en los que las playas proporcionan grandes cantidades de arena, incluso en climas templados y donde las tierras que bordean la costa están bien protegidas por una cubierta vegetal. Los relieves modelados por la erosión y deposición producidas por el viento representan medios de vida característicos, a menudo altamente especializados con respecto a las comunidades de animales y plantas que existen en ellos. En Jos climas con escasa agua en el suelo, existe un enfrentamiento entre la acción del viento y el crecimiento de las plantas que tiende a estabilizar los relieves y a protegerlos de la acción eólica. De esta forma, encontraremos precarios equilibrios en los ecosis­ temas de ciertas zonas climáticas. Este equilibrio no sólo es alterado por cambios naturales en el clima, sino tam­ bién por las actividades del Hombre, a menudo con graves consecuencias. Para comprender estos cambios ambientales, necesitamos un buen conocimiento de la acción física del viento sobre la superficie de la tierra. Erosión eólica

El viento lleva a cabo dos tipos de actividad erosiva. Por un lado, barre las partículas sueltas que se hallan sobre la superficie del suelo y las arrastra o levanta por el aire. Este proceso se denomina deflación. Cuando el viento arrastra arena y polvo contra las rocas y el suelo, origina su desgaste por el impacto de las partículas. Este proceso se denomina abrasión eólica. La abrasión requiere el

348

transporte de elementos cortantes por el viento; la defla­ ción se debe únicamente a las corrientes de aire. La deflación actúa dondequiera que la superficie del terreno esté completamente seca y recubierta de peque­ ñas partículas sueltas del suelo o la regolita. Los cursos de Jos ríos secos, playas y áreas recientemente cubiertas por depósitos glaciares son muy susceptibles a la defla­ ción. En los climas secos, prácticamente toda la superfi­ cie del terreno se halla expuesta a la deflación, ya que las rocas y el suelo están al descubierto. El proceso eólico de deflación es selectivo. Las partículas más finas, del tama­ ño de la arcilla, son levantadas muy fácilmente y transpor­ tadas en suspensión. Los granos de arena se mueven únicamente si el viento es moderadamente fuerte y tien­ den a desplazarse cercanos al suelo. Los fragmentos de grava y los cantos suelen rodar por el suelo llano cuando el viento es muy fuerte, pero no recorren grandes distan­ cias ya que es muy fácil que queden retenidos en aguje­ ros o aprisionados entre sus compañeros. En consecuen­ cia, . en aquellos lugares en los que exista una gran variedad de partículas en el suelo, serán transportados los más finos mientras que los gruesos quedarán rezagados. Uno de los relieves producidos por la deflación son unas cuencas de poca profundidad denominadas depre­ siones de deflación. Pueden tener de unos pocos metros a varios kilómetros de diámetro, pero su profundidad raramente pasa de unos pocos metros. Estas depresiones se originan en las regiones llanas de clima árido. Cual­ quier pequeña depresión existente en· la llanura, particu­ larmente si no está protegida por vegetación, puede transformarse en una depresión de deflación. Las lluvias llenan la concavidad originando una charca o laguna. A medida que el agua se evapora, el barro del fondo se seca, se agrieta y da lugar a escamas y fragmentos de barro seco que son fácilmente transportados por el vien­ to. En las tierras de pastos, el ganado pisotea los bordes de la depresión hasta convertirlos en una masa de barro, eliminando su protección vegetal y facilitando así su erosión cuando está seca. De este modo, la depresión se va ensanchando progresivamente (figura 20.1). Las de-

Morfología eólica

FIGURA 20.1.

Esta depresión de deflación

en las llanuras de Nebraska contiene una columna testigo del material original, dando de este modo una base natural para calcular la profundidad de los materiales arrancados por la deflación. (N.H. Darton, U.S. Geological Survey.)

presiones de deflación también pueden producirse en superficies en las que las rocas están siendo disgregadas por meteorización. En los grandes desiertos del sudoeste de los Estados Unidos los fondos de las cuencas situadas entre las mon­ tañas están sujetos a deflación. Las extensas, horizontales y poco profundas playas desérticas han sido excavadas en algunos lugares varios metros en áreas de muchos kiló­ metros cuadrados. En muchas áreas desérticas, la abrasión del viento ha transformado las ramblas excavadas por el agua en valles en forma de U, separados por elevadas -paredes de sedi­ mentos. Estas largas paredes se conocen con el nombre de yardang (figura 20.2). El término "yardang" fue utili­ zado para designar estas formaciones por los nativos de la región de Lop Nur en la cuenca de Tarim al oeste de China. Fue en 1900 cuando un importante explorador de Asia Central, Sven Hedin, encontró los yardangs y transmitió su existencia al mundo occidental. Este fenó­ meno también se produce en muchos lugares del desier­ to del oeste de Egipto y del desierto Lut de Irán. Un pequeño grupo de yardangs puede ser visto también en el borde del Rogers Dry Lake en el desierto del Mojave en California (figura 20.2). Cuando la lluvia, las aguas de escorrentía y la deflación han actuado durante un largo período en la superficie de un cono aluvial desértico o de una terraza aluvial, los fragmentos rocosos con tamaños comprendidos entre los guijarros y pequeños cantos rodados, se concentran

en una capa denominada pavimento desértico (Lámina J.4). Cuando las aguas arrastran las partículas finas, los grandes fragmentos restantes quedan bien encajados, cu­ briendo las partículas pequeñas -granos de arena, silt y arcilla- que se encuentran debajo. Este pavimento actúa como una protección efectiva de las partículas más finas contra la acción del agua y el viento. Este pavimento es fácilmente alterable, quedando al descubierto las partícu­ las más pequeñas y permitiendo la acción de una intensa erosión.

Tempestades de polvo y arena

Los fuertes y turbulentos vientos que soplan sobre las superficies desérticas llevan grandes cantidades de fino polvo en suspensión, formando una enorme y densa nube que recibe el nombre de tempestad de polvo. En las tierras semiáridas se originan cuando la superficie del terreno ha sido totalmente desposeída de su cobertura vegetal para acondicionarla para el cultivo o para pastos. Una tempestad de polvo adopta la forma de una gran nube oscura que se extiende a varios cientos de metros de altura (figura 20.3). Los lugares envueltos por la nube de polvo quedan sumidos en una profunda oscuridad que a veces es total. La visibilidad se reduce a unos pocos metros y un fino polvo penetra por todas partes. Se ha estimado que en un kilómetro cúbico de aire pueden viajar en suspensión más de 1.000 toneladas mé-

FIGURA 20.2.

Yardangs situados cerca del

borde del Lago Seco de Rogers en California. La dirección del viento va desde la derecha a la izquierda. Cada yardang está lim'.tado por paredes verticales. En el valle aparece un lecho de grava, arrastrado por los fuertes vientos. La acción erosiva de la arena ha escarpado la parte superior de cada yardang (izquierda), mientras ha ocasionado al mismo tiempo su estrechamiento (derecha). (Fotografía de Elliot Blackwelder.)

Tempestades de polvo y arena

349

FIGURA 20.5.

Barjanes o dunas en media luna. La flecha

indica la dirección predominante del viento . (Según A.N. Strahler.)

FIGURA 20.3.

Frente de una tempestad de polvo que se

acerca, en la meseta de Coconino, Arizona. (D.L. Babenroth.)

tricas de polvo. Teniendo esto en cuenta, una gran tor­ menta de polvo puede transportar más de 100 millones de toneladas métricas de polvo -et suficiente como para construir una colina de 3 km de base y 30 m de altura. El polvo recorre grandes distancias en el aire. El polvo de una tormenta desértica a menudo puede encontrarse a 4.000 km de distancia. La auténtica tempestad de arena del desierto es una nube baja de arena en movimiento que alcanza sólo unos pocos centímetros de altura (como mucho 2 m) sobre el suelo. Está formada de numerosas partículas de arena transportadas por un viento intenso. Los que se han visto envueltos en una tempestad de arena dicen que un hom­ bre de pie puede tener la cabeza y los hombros por encima de ta nube de arena. La razón por la que la arena no alcanza gran altura es que cada una de las partículas se traslada por un movimiento de saltación (figura 20.4). Los granos al trasladarse describen una trayectoria curva e inc;.den contra el suelo con fuerza considerable pero con un ángulo bajo. El impacto hace que el grano vuelva a rebotar y ascienda de nuevo. Al mismo tiempo, Ja capa superficial de granos de arena del suelo se desplaza en Ja dirección del viento, ya que está sometida a los numero­ sos impactos de los granos transportados por éste. El efecto erosivo de la arena en saltación se concentra en superficies expuestas de menos de 1 m de altura sobre el suelo. Las vallas y los postes telefónicos que se en­ cuentran en llanuras arenosas afectadas por este tipo de tormentas son rápidamente corroídos por su base, a me­ nos que se les proteja con planchas metálicas o con grandes piedras.

Dunas de arena

Una duna es una acumulación de arena debida a la acción del viento, que tiene la capacidad de desplazarse sobre el suelo. Las dunas sin vegetación y que cambian constantemente de forma por la acción del viento son dunas vivas o activas. Se dice que son dunas fijas o inactivas cuando están cubiertas por vegetación que im­ pide su desplazamiento. La mayoría de las dunas de arena están compuestas de cuarzo. Los granos de este mineral tienen formas r¿don­ deadas debido a la acción de la abrasión (véase la figu­ ra 12.7). En raras ocasiones las dunas están formadas de tefra (arena volcánica), o de fragmentos de conchas acu­ muladas en las playas, granos de yeso, o minerales duros como la magnetita. Un tipo común de dunas vivas es un montón aislado de arena suelta, denominado duna en media luna o barján. Como sugiere su nombre, esta duna parece una media luna con los cuernos apuntando en la dirección del vien­ to e indicando el sentido de su movimiento (figura 20.5). Por la parte de barlovento Ja pendiente de la duna es suave y por allí ascienden los granos de arena. La vertien­ te opuesta, denominada cara de deslizamiento, presenta una pendiente mucho más acusada. Esta cara mantiene un ángulo de unos 35º con respecto a la horizontal (figu­ ra 20.6). Los granos de arena, una vez han sido empuja­ dos por el viento hasta Ja cresta de la duna, caen o se deslizan por la cara escarpada. Si sopla un viento muy fuerte, Ja arena forma una nube claramente perceptible en la cresta. Pulg.

2 Viento

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Trayectoria del grano

FIGURA 20.4.

350

Las partículas de arena se desplazan a grandes saltos. (Según R.A. Bagnold.)

Moifología eólica

FIGURA 20.6. Barjanes en Biggs, Oregón. (G.K. Gilbert, U.S. Geological Survey.)

Los barjanés descansan sobre superficies horizontales y cubiertas de guijarros. La arena comienza a acumularse a sotavento de algún obstáculo, tal como una pequeña colina, una roca o un matorral. Una vez que se ha acumu­ lado la suficiente masa de arena, comienza a moverse en la dirección del viento y a adoptar la forma de media luna característica. Debido a esto, los barjanes tienden a agru· parse en alineaciones que se mueven bajo la acción del viento a partir de una serie de obstáculos. En los lugares donde la arena es tan abundante que cubre por completo el suelo, las dunas adoptan la forma de alineaciones a modo de olas separadas entre sí por pasillos en forma de canales. Estas dunas se denominan dunas transversales, ya que sus crestas tienden a formar un ángulo recto con la dirección del viento (figura 20.7). El área entera se denomina mar de arena, debido a que parece un océano encrespado por una tormenta e inmovi­ lizado de súbito. Cada una de estas alineaciones posee una afilada cresta y son asimétricas, estando la pendiente suave al lado de barlovento y la abrupta al de sotavento.

Las alineaciones de dunas se hallan separadas por profun­ das depresiones. Los mares de arena requieren enormes acumulaciones de arena, a menudo procedentes de la meteorización de una formación de arenisca situada bajo la superficie del suelo o de las llanuras aluviales próxi­ mas. Otras alineaciones de dunas transversales se sitúan paralelas a las playas, que aportan abundante arena y que tienen vientos fuertes procedentes del mar (véase la figu­ ra 20.9). Otro grupo de dunas lo integran todas aquellas que tienen la cresta curvada en forma cóncava hacia barloven­ to, es decir, en sentido contrario al de los barjanes y dunas transversales. Estas dunas tienen un contorno para­ bólico, por lo que se denominan dunas parabólicas. Un ejemplo representativo de esta familia son las dunas costeras que se forman al lado de las playas en las que existen grandes cantidades de arena y los vientos domi­ nantes son los que soplan hacia tierra (figura 20.8 A). La deflación origina una depresión y la arena se acumula en una gran alineación curva que se asemeja a una herradu­ ra. La vertiente de la duna que apunta a tierra es abrupta y va avanzando tierra adentro al tiempo que sepulta bos­ ques y mata los árboles (Lámina J.4). Las dunas costeras están bien desarrolladas a lo largo de las orillas meridio­ nal y oriental del lago Michigan. :.as de la playa sur han sido protegidas para el uso público en el Parque de Dunas de Indiana. En las llanuras semiáridas, donde la vegetación es esca­ sa y los vientos son fuertes, se forman grupos de dunas parabólicas que se desarrollan a sotavento de las depre­ siones de deflación (figura 20.8 B). La arena es retenida por pequeños arbustos y se acumula en amplias alinea­ ciones de escasa altura. Estas dunas no tienen pendientes fuertes y pueden permanecer relativamente inmóviles. En algunos casos, sin embargo, la duna se mueve en la dirección del viento y los extremos de la parábola se transforman en largas y estrechas alineaciones paralelas (figura 20.8 C). Su forma se parece a una horquilla y por esto recibe el nombre dunas en horquilla. Unas dunas de este tipo, estabilizadas por la vegetación, se observan en la figura 20.9. Otro tipo de dunas son las denominadas longitudinales ya que se hallan alineadas paralelamente a la dirección del viento. En las mesetas y llanuras desérticas, donde la arena es escasa pero los vientos son intensos en una d_irección determinada, se forman estas dunas longitudi­ nales (figura 20.8 D). Por lo común, tienen sólo unos pocos metros de altura, pero pueden alcanzar varios kiló­ metros de longitud. En algunas áreas, las dunas longitu­ dinales se producen por el desarrollo extremo de las dunas en horquilla, al extenderse en gran manera sus brazos con la dirección del viento. Las alineaciones de dunas longitudinales que se orien­ tan paralelamente a los vientos dominantes, ocupan gran­ des extensiones de Australia Central, conocidas con el nombre de desiertos de barras de arena. Estas crestas tienen una altura media de 10 a 15 m y su longitud es de más de 80 km. Grandes extensiones de dunas longitudi­ nales se encuentran en África y Arabia (figura 20.10).

Dunas del desierto del Sáhara FIGURA 20.7. Esta fotografía aérea de un campo de dunas situado entre Yuma, Arizona y Calexico, California, muestra un mar de arena, con dunas transversales al fondo y un campo de barjanes en primer término. (Spence Air Photos.)

Dunas del desierto del Sáhara

El viento es el mayor agente del desarrollo del relieve en el desierto del Sáhara. Enormes cantidades de arena se han producido a partir de las antiguas formaciones de

351

FIGURA 20.8

Cuatro tipos de dunas. Los tipos

A, By C son dunas parabólicas. La

dirección dominante del viento, señalada por una flecha en el diagrama D, es la misma para los cuatro casos. (Según A.N. Strahler). A. Dunas costeras en forma de herradura. B. Dunas parabólicas en una llanura semiárida. C. Dunas parabólicas en forma de horquilla. D. Alineaciones de dunas longitudinales en una llanura desértica.

FIGURA 20.9. Las flechas de esta fotografía muestran las alargadas dunas en horquilla que avanzaban desde la playa y que han sido estabilizadas por vegetación. Mientras tanto, activas dunas transversales comienzan a cabalgar sobre ellas en una nueva ola. Bahía de San Luis Obispo, California. (Spence Air Photos.)

352

Moifología eólica

Vistas desde una altura de 10 km, estas dunas del desierto de Libia aparecen como manchas irregulares con forma de estrella que se elevan hasta picos centrales de 90 a 180 m por encima del suelo llano intermedio. La anchura del terreno que aparece en la fotografía es de unos 11 km. (Aero Service Division, Western Geophysical Company of America.)

FIGURA 20.10.

Dunas longitudinales localizadas al sur de la Península Arábica, que se desarrollan de noreste a suroeste,

paralelamente a los vientos predominantes del noreste . (NASA Landsat 1186-06381, enero, 1983.)

arenisca. La arena se encuentra en grandes extensiones de dunas denominadas erg. Aquellos lugares que presen­ tan una superficie plana de arena, protegida de la defla. ción por una capa de guijarros, se denomina reg. Algunas de las dunas del Sáhara tienen formas comple­ jas que no existen en el· hemisferio occidental. Una de ellas es la duna en espada, que consiste en una enorme alineación arenosa cuya cresta va subiendo y bajando dando lugar a alternativos picos y gargantas, y cuyas vertientes están formadas por caras curvas. Las dunas en espada pueden alcanzar varios kilómetros de longitud. Otro tipo sahariano es la duna en estrella o duna pirami· dal, gran colina de arena cuya base aparece como una estrella de muchas puntas al ser vista en planta (figu­ ra 20. 1 1). Las alineaciones radiales llegan hasta el centro de la duna y culminan en afilados picos de 100 m o más de altura con respecto a la base. Las dunas en estrella permanecen fijas durante siglos y pueden servir como auténticas guías para viajar por el desierto. Los asentamientos humanos permanentes son escasos en el Sáhara. Están localizados en terrenos bajos en los que el agua está cercana a la superficie y puede ser alcanzada a través de pozos. Si el agua está asegurada, puede desarrollarse un productivo oasis, en el que crez­ can palmeras, algunos agrios y pequeñas parcelas de cereales y vegetales (figura 20.12). A menudo los oasis están rodeados de dunas de arena, y debe impedirse que invadan el oasis a través de la construcción de barreras en las crestas de las dunas. En las últimas décadas se han instalado en los lugares favorables algunos pozos moder­ nos que extraen el agua de profundas fuentes artesianas.

Las dunas costeras y el Hombre

Las dunas costeras y el Hombre

Hacia el interior de las playas de arena se encuentran a menudo estrechas franjas de dunas en forma de irregula· res colinas y depresiones; son las llamadas antedunas. Normalmente tienen una cobertura de especies vegetales capaces de desarrollarse en este medio. Las dunas desa­ rrolladas bajo una cobertura parcial de plantas se deno­ minan dunas fitógenas. En las dunas costeras, la cobertura vegetal, aunque parece escasa, actúa como una barrera que detiene Ja

FIGURA 20.12.

En esta vista vertical de la ciudad de El Oued, en el desierto de Argelia, podemos apreciar pequeñas plantaciones de palmeras y cítricos en las depresiones de la arena. (George Gerster/Rapho-Photo Researchers, !ne., Nueva York.)

353

20.13. Antedunas protegidas por vegetación, Province, Cabo Cod. (A.N. Strahler.)

FIGURA

arena de la playa, impidiendo que se extienda por la tierra adyacente (figura 20.13). Como resultado de esto, la línea de antedunas se convierte en una protección que se eleva varios metros sobre el nivel de la marea alta. Por ejemplo, las cimas de las dunas de la costa francesa de las Landas alcanzan alturas de hasta 90 m y forman un cintu· rón de 10 km de amplitud. El impacto de las olas de tormenta alcanza la parte superior de la playa, y la barrera de dunas es atacada. Entre tormenta y tormenta la playa es reconstruida y, al mismo tiempo, la línea de dunas es restaurada si se mantiene la cubierta vegetal. De esta manera las antedu­ nas forman una zona protectora para las tierras situadas en la parte interior de una isla de barrera. Si la cobertura vegetal de la línea de dunas es reducida por el paso de vehículos y personas o para la construc-

ción de carreteras y edificios, rápidamente se desarrollará una depresión. Esta cavidad puede extenderse como una zanja a lo largo de la línea de dunas. Con el comienzo de una tormenta y el aumento del nivel del agua, ésta penetra por la brecha y se extiende por el pantano o lagoon que existe detrás de la línea. Esta actividad fue ya mencionada en el capitulo 19. La ruptura de las barreras de dunas a lo largo de la costa del Mar del Norte ha causado importantes pérdidas en propiedades y vidas humanas. Estas barreras son parte del sistema destinado a eliminar el agua de mar de las tierras ganadas al mar. La protección de las dunas en las costas de Holanda adquiere gran importancia en vistas a evitar las pérdidas materiales y de vidas humanas que las tormentas pueden ocasionar. Otra forma de daño ambiental relacionado con las du­ nas es el rápido movimiento de la arena cuando el estado de la duna cambia de una forma fija, controlada por las plantas, a otra activa con arena suelta. Cuando la cobertu· ra vegetal es eliminada, el viento rápidamente modifica la forma de las dunas, produciendo crestas y superficies de deslizamiento. Se originan dunas con depresiones, y la arena suelta avanza hacia los bosques, carreteras, edifi· cios y tierras de cultivo. En la región de las Landas, al suroeste de Francia, el avance de las dunas hacia el interior ha arrollado casas e iglesias, e incluso ha causado el abandono de pueblos enteros. Un interesante caso de la interferencia del Hombre en un medio de dunas es el de las tierras de Province del Cabo Cod, localizadas en la punta norte de esta penínsu­ la, constituyendo la mano del brazo al que se asemeja este cabo (figura 20.14). Estas tierras se han formado por la arena que ha ido creando una sucesión de líneas de playa, que se han ido modificando en forma y aumentan­ do por el crecimiento de las dunas. Cuando los primeros colonos llegaron a Provincetown, ciudad que ocupa l a

Ocl!ano Atldntico

Puerto de Provlncetown

FIGURA

20.14. Mapa de las tierras de Province del Cabo Cod, Massachusetts, como 1887. Las dunas se indican por un punteado. (Dibujado por A.N. Strahler.)

aparecían en

354

Morfología eólica

costa sur de las tierras de Province, las dunas estaban estabilizadas de forma natural por hierba y otras peque­ ñas plantas que cubrían la cima de las dunas y por pinos y otros árboles en las superficies más bajas y entre las líneas de dunas, aunque las dunas estaban probablemen­ te en actividad en la costa norte. Los colonos alimentaron a su g
El limo depositado por el viento, denominado loess, es una variedad de sedimento que carece de estratificación horizontal. En su lugar, debido a la leve contracción durante la compactación, el loess tiene tendencia a des­ prenderse a lo largo de planos verticales. Esta estructura, denominada exfoliación, es similar a las diaclasas vertica­ les de las rocas sedimentarias. Debido a la exfoliación, el

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Distribución del loess en el centro de los Estados Unidos. (Datos del Mapa de los Depósitos Eólicos del Pleistoceno en los Estados Unidos, Geological Sociery of America, 1952.)

El Hombre como agente inductor de la deflación

loess de las paredes superiores de los valles tiende a formar acantilados verticales. El retroceso de los acantila­ dos se produce por la caída de las columnas de loess. Un corte perpendicular realizado por el Hombre en loess para construir una carretera, es muy estable y puede resistir a la erosión durante décadas (Lámina ].4). Los mayores depósitos de loess se encuentran en Chi­ na, donde es común un espesor de 30 m y se ha medido un máximo de 90 m. El Joess cubre cientos de kilómetros cuadrados y parece que proviene del interior de Asia. Los depósitos de loess también son importantes en los Esta­ dos Unidos, Europa Oriental y Central, Asia Central y Ar­ gentina. En Jos Estados Unidos existen grandes depósitos de loess en el valle del Missouri-Mississippi (figura 20.15). Gran parte de las praderas de Indiana, Illinois, Iowa, Missouri, Nebraska y Kansas son depósitos de este mate­ rial con un espesor que varía entre 1 y 30 m. También se encuentran extensos depósitos a lo largo de las tierras que bordean la llanura de inundación del curso bajo del Mississippi por su parte este, a través de Tennessee y Mi­ ssissippi. Otros importantes depósitos de loess podemos encontrarlos en la región de Palouse del sur-este de Washington, al oeste de Idaho y al noreste de Oregón. Los depósitos de loess americanos y europeos están directamente relacionados con los glaciares continenta­ les del Pleistoceno. Mientras el hielo cubría gran parte de Norteamérica y Europa, es posible que en las zonas que bordeaban Jos casquetes de hielo existiera un clima seco y frío. Sobre aquellas tierras desnudas soplaban vientos hacia el sur y hacia el este, levantando y transportando los limos de Jos lechos de inundación de las corrientes anastomosadas alimentadas por aguas de fusión. Este pol­ vo se depositó entre Jos ríos, aumentando en cantidad gradualmente hasta formar una superficie horizontal y suave. El loess es particularmente espeso en las orillas orientales de Jos valles, porque los vientos predominan­ tes eran del oeste, y está bien expuesto a lo largo de los escarpes de la mayoría de ríos que cruzan hoy la re­ gión. El loess tiene una gran importancia para Ja agricultura, ya que forma la materia básica de los suelos negros y marrones, destinados al cultivo de cereales. Las planicies sumamente productivas del sur de Rusia, la Pampa argen­ tina y las fértiles regiones del norte de China están forma­ das por acumulaciones de loess. En los Estados Unidos, el maíz se cultiva extensamente en las llanuras de loess de estados como Iowa e Illinois, en los que las precipita­ ciones son suficientes; el trigo se cultiva más al oeste, en los llanos de Kansas y Nebraska, y en la región de Palouse del este de Washington. Como el Joess origina paredes verticales y es fácilmen­ te excavado, se ha utilizado a menudo como vivienda en China y en Europa Central. En China, los viejos caminos y carreteras construidos en el loess se han ido hundiendo profundamente en el terreno como resultado de la pulve­ rización del Joess del lecho de Ja carretera y su remoción por el viento y el agua (figura 20. 16).

El Hombre como agente inductor de la deflación

El cultivo de grandes áreas de praderas bajo un clima de escasez estacional de agua es una práctica que provoca la deflación de los suelos. Parte de la Gran Llanura de los

355

FIGURA 20.16. Carretera encajada profundamente en el loess, Shensi, China. (Frederick G. Clapp, The Geographical Review, 1924, con autorización de The American Geographical Society.)

FIGURA 20.17. Típica escena de la Taza de Polvo durante los años 30. La arena y el limo se acumulan alrededor de los edificios abandonados de una granja y de una valla en el condado de Dallam, Texas. (Soil Conservation Service, U.S. Department of Agriculture.)

Estados Unidos es una de estas regiones. En siglos pasa­ dos estas llanuras sufrieron muchas tormentas de polvo originadas por vientos turbulentos. Intensos frentes fríos barren frecuentemente este área, elevando el polvo hacia la troposfera cuando el agua del suelo está baja. En las llanuras de Kansas, Oklahoma y Tejas, la defla­ ción alcanzó proporciones desastrosas durante una serie de afios de sequía a mediados de la década de 1930, siguiendo a una etapa de gran expansión del cultivo de trigo. Durante la sequía se produjo una serie de tormen­ tas de polvo excepcionalmente intensas. Debido a las formidables nubes negras de polvo, la visibilidad se redu­ jo hasta la oscuridad de la noche, incluso a mediodía. El área afectada era conocida con el nombre de Taza de Polvo. Muchos centímetros de suelo fueron arrastrados de los campos y transportados fuera de la región en forma de polvo en suspensión, mientras las partículas de arena más gruesas se acumularon a lo largo de las vallas y alrededor de los edificios (figura 20.27). La combinación de la degradación ambiental y las repetidas épocas de hambre originaron el abandono de las granjas y un éxodo general de la población de la zona. Existen diferencias de opinión entre los geógrafos que han estudiado este fenómeno, en cuanto al papel de los cultivos y alimentación del ganado como inductores de la deflación. La sequía fue un hecho natural sobre el cual el Hombre no tuvo control, pero parece razonable pensar que la vegetación natural habría podido mantener el suelo. Aunque el Hombre no puede prevenir las sequías cícli­ cas que se producen en estas llanuras, pueden tomarse medidas para reducir la deflación y la destrucción del

suelo que se produce en tales períodos. Los métodos utilizados por los granjeros incluyen la utilización de profundos surcos que actúan como freno del movimiento del suelo. La mezcla de estiércol y rastrojo puede reducir la deflación cuando los campos están en barbecho. Los árboles pueden tener una importante acción reduciendo la intensidad del viento a nivel del suelo. Las actividades del Hombre en los desiertos secos y cálidos han contribuido en gran manera a la formación de nubes de polvo. En el 9esierto del noroeste de la India y Pakistán (el desierto del Thar, que bordea el río Indo), el continuo pisoteo de los finos suelos por la ganadería y por el Hombre produce una capa de cálido aire cargado de polvo que cubre la región durante largos períodos y se extiende hasta una altitud de 9 km. En otros desiertos, tales como los del norte de África y el suroeste de los Estados Unidos, la superficie del suelo en estado natural proporciona comparativamente poco polvo debido a la presencia de pavimentos desérticos y de capas de arena gruesa. Esta protección es fácilmente destruida por los vehículos, dejando al descubierto los materiales más finos y permitiendo que la deflación le­ vante nubes de polvo. La alteración de extensas áreas del desierto del norte de África durante las batallas de tan­ ques de la Segunda Guerra MundÚ I originó grandes nu­ bes de polvo. El polvo de esta fuente fue identificado incluso en la región del Caribe. Las nubes de polvo, visibles en las imágenes del Landsat, se han apreciado en los últimos afios en el desierto del Mojave al sur de California. Estas nubes son el resultado de varias formas de alteración del suelo provocadas por el Hombre, influ­ yendo la acción de vehículos tales como las motocicletas.

356

Moifologfa eólica

CAPÍTULO

21

Morfología glacial

El hielo glacial ha tenido un importante papel en el desarrollo de la morfología de extensas áreas de latitudes medias y de las zonas subárticas. Este hielo glacial toda­ vía perdura en dos grandes acumulaciones de dimensio­ nes continentales, y en muchas pequeñas masas en las altas montañas. En este sentido actúa como un agente medio-ambiental tanto del presente como del pasado, y constituye, él mismo, un paisaje característico. El hielo de Groenlandia y la Antártida influye en gran manera en el balance de radiación y calor del globo. Por otro lado, estas enormes acumulaciones de hielo constituyen una gran reserva de agua en estado sólido, y representan un importante componente del balance global del agua. Cualquier cambio en estas masas de hielo podría repre­ sentar importantes efectos en el nivel del mar. Los medios costeros actuales se desarrollaron cuando se produjo el ascenso del nivel del mar, por la fusión de los hielos de la última de las glaciaciones del- Pleistoce­ no. Al examinar la extensión de los hielos hay que tener en cuenta que la evolución del Hombre moderno como especie animal tuvo lugar durante una serie de cambios climáticos que afectaron a todos los animales y plantas en la zona de latitudes medias. Los efectos climáticos tam­ bién se extendieron por la zona tropical e incluso ecua­ torial.

Los glaciares Muchos de nosotros conocemos el hielo solamente como un frágil sólido cristalino ya que estamos acostumbrados a verlo sólo en pequeñas cantidades. Donde existen gran­ des acumulaciones de hielo -100 metros o más- el que está situado en el fondo se comporta como un material plástico. Este hecho origina que la masa de hielo se extienda por un área mayor o que adquiera un movimien­ to a favor de la vertiente, según el caso. Este es el com­ portamiento que caracteriza a un glaciar, que puede definirse como una gran acumulación natural de hielo

Los glaciares

FIGURA 21.1. Glaciar de Eklutna, montes Chugach, Alaska, visto desde el aire. La zona de profundas grietas y la morrena central (en primer plano) contrastan con la lisa superficie del circo (en último término.) Steven McCutcheon, Alaska Pictorial Service .)

357

situada en tierra firme, y afectada por un movimiento pasado o presente. La condición necesaria para que se produzca la acumu­ lación de hielo glacial es simplemente que la cantidad de nieve caída durante el invierno exceda a la ablación producida en verano. E l término ablación se refiere tanto a la evaporación como a la fusión de la nieve y el hielo. De este modo, cada año se va superponiendo una masa de nieve a la ya acumulada. A medida que ésta se va compactando por la fusión superficial y la recristaliza­ ción, se transforma en hielo granular, que a su vez es comprimido por las capas que se encuentran sobre él hasta que se convierte en hielo cristalino. Cuando este hielo llega a ser tan espeso que sus niveles inferiores adquieren plasticidad, comienza a desplazarse a favor de la pendiente y se convierte así en un glaciar activo. En altitudes suficientemente grandes, incluso en las zonas tropical y ecuatorial, se pueden formar glaciares debido a que la temperatura es lo bastante baja y las montañas reciben fuertes precipitaciones orográficas. Los glaciares formados en las altas montañas suelen ser largos y estrechos debido a que ocupan valles formados por los ríos. Estos glaciares transportan el hielo plástico formado en las alturas, hasta alcanzar niveles más bajos, donde la temperatura es mayor. Aquí, el hielo desaparece por abla­ ción. Este tipo de masas de hielo se denomina glaciares de valle o glaciares alpinos. (figura 2 1 . 1 y Lámina K.1). En las regiones árticas y polares, las temperaturas pre­ dominantes son lo suficientemente bajas para que el hielo pueda acumu larse sobre grandes extensiones, siem-

pre que existan zonas elevadas capaces de interceptar la intensa precipitación en forma de nieve. Como resultado de ello, esas zonas quedan cubiertas por capas de hielo que pueden alcanzar muchos miles de metros de profun­ didad. Una acumulación de hielo limitada por montañas y mesetas elevadas se denomina casquete glacial. Duran­ te los períodos glaciales, un casquete glacial se expande, extendiéndose por las zonas bajas cercanas, englobando todas las formas de relieve que encuentra a su paso. Este tipo expansivo de masa de hielo se denomina glaciar continental o inlandsis.

Glaciares alpinos En la figura 2 1 .2 se ha representado una serie de caracte­ rísticas de los glaciares alpinos. La ilustración central es un glaciar simple que ocupa un valle de paredes escarpa­ das. La nieve se acumula en el extremo superior en una depresión en forma de marmita, el circo. El extremo superior constituye, por tanto, la zona de acumulación. Las capas de hielo en proceso de compactación y recrista­ lización constituyen la neviza (jirn o névé). La superficie de la zona de neviza tiene un perfil ligeramente cóncavo hacia arriba. El flujo del hielo glacial situado debajo es el que transporta el exceso de hielo fuera del circo y los extiende valle abajo. Cualquier prominencia importante del sustrato rocoso origina un umbral que aumenta la velocidad del hielo y origina en él profundos séracs (grietas de tensión) , que forman una cascada helada. La

Superficie del glaciar

FIGURA 21.2.

358

Estructura y dinámica de un glaciar alpino simple. (A.N. Strahler.)

Moifologia glacial

parte inferior del glaciar constituye la zona de ablación. Aquí la velocidad de fusión del hielo es rápida y en la superficie del glaciar queda expuesto el hielo más anti­ guo, extremadamente rugoso y profundamente agrietado ( Lámina K.2) . El frente o morro del glaciar contiene gran cantidad de d�rrubios. La parte inferior del glaciar suele tener un perfil transversal convexo, como aparece en el diagrama superior derecho de la figura 2 1 .2 . La capa superior del glaciar, d e unos 6 0 m de espesor, es quebradiza y las fracturas se co•wierten rápidamente en séracs, mientras el hielo existente debajo se comporta como una sustancia plástica que se desplaza lentamente Ganancia

Pérdida

1 1 1 ¡ 1 1

Precipitación

(figura 2 1 . 2 , abajo a la izquierda) . Una línea de estacas colocada a lo largo de la superficie del glaciar se defor­ maría gradualmente, convirtiéndose en una curva parabó­ lica por el flujo del glaciar, lo cual indica que el movi­ miento es más rápido en el centro y disminuye hacia los bordes. Sin embargo, el ritmo de desplazamiento de los glaciares es muy lento, apenas unos pocos centímetros por día en los inlandsis y los más lentos glaciares alpinos, pero alcanza valores de varios metros por día en los glaciares alpinos activos. Un glaciar simple establece un equilibrio dinámico, en el que la velocidad de acumulación del extremo superior

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Diagramas esquemáticos de un glaciar como sistema de flujo de materia y energía. (Diagrama A a partir de A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A. , Barcelona, 1987, figura 2.7.)

FIGURA 21.3.

Glaciares alpinos

359

es igual a la de la ablación en la parte inferior. El equil i ­ brio s e rompe fácilmente al variar l o s promedios anuales de alimentación o ablación. Además del lento movimiento interno que hemos des­ crito, algunos glaciares pasan por etapas de muy rápido movimiento, conocidas como impulsiones. Cuando se produce este fenómeno, el glaciar puede desarrollar un movimiento sinuoso, semejante a los meandros de u n río aluvial (véase la Lámina K . 1 ) . De esta manera, un glaciar puede descender por el valle a un ritmo de muchos kilómetros en pocos meses.

paredes de los valles. Los glaciares son capaces de efec­ tuar una gran labor erosiva. La abrasión glacial es la erosión causada por los fragmentos de roca que lleva el glaciar, los cuales van friccionando contra el lecho roco­ so. A través de la nivación, el glaciar arranca y transporta las rocas desmenuzadas por la recristalización del hielo en el interior de las fracturas. Los derrubios obtenidos por la erosión se sitúan en el frente del glaciar, deposi­ tándose cuando el hielo desaparece por ablación. Tanto la erosión como la deposición originan rasgos fisiográfi­ cos característicos.

Los glaciares como sistemas de flujo de materia y energía

Morfología debida a los glaciares alpinos

El equilibrio de un glaciar puede ser interpretado como un sistema abierto de materia, como indican los diagra­ mas de la figura 2 1 . 3 . Como se observa en el diagrama A, la materia en forma de precipitación sólida entra en el sistema a través de la superficie de la zona de acumula­ ción. El flujo glacial lleva al hielo valle abajo, hacia la zona de ablación, donde abandona el sistema por evapo­ ración directa (sublimación) o por fusión. Como muestra el diagrama B, la materia entra directamente en almace­ naje en estado sólido, experimenta uno de los dos cambios de estado, y deja el sistema en estado líquido o gaseoso. El mantenimiento del glaciar requiere que el sistema permanezca en estado de equilibrio, en el cual la entrada de precipitación (P) equ ivalga a Ja suma de la evaporación (E) más Ja escorrentía (R), mientras la cantidad de materia en almacenaje permanece constante

(G).

El sistema de energía de un glaciar puede ser represen­ tado a través de dos subsistemas, como muestra el diagra­ ma C. El subsistema impulsado por Ja gravedad recibe una entrada de energía potencial en forma de Ja masa de nieve depositada en Ja zona de neviza. Bajo la fuerza de la gravedad, el hielo del glaciar se desplaza hacia niveles inferiores, y la energía potencial se transforma en energía cinética. El hielo en movimiento representa la energía cinética almacenada. Debido a la resistencia interna y a la fricción con los bordes del glaciar, Ja energía cinética se transforma en calor sensible, que es transportado fuera del glaciar, abandonando el sistema. El subsistema termal recibe su energía por la entrada de calor procedente de la atmósfera y por la absorción de la radiaé ión de onda corta procedente del sol. En verano, la lluvia proporciona ca­ lor sensible a la superficie del hielo, originando la fu­ sión. Cuando se produce ésta, el calor sensible se trans­ forma en calor latente de fusión, que abandona el sistema con el agua del deshielo. La evaporación del hielo de la superficie permite que el calor latente de sublimación pase directamente a la atmósfera. El calor sensible tam­ bién puede salir del sistema. Aunque el almacenaje del calor sensible aparece en los dos subsistemas, en reali­ dad se trata de la misma reserva de energía.

Erosión glacial La mayor parte del hielo glacial se halla cargado de numerosos fragmentos rocosos, que van desde la roca finamente pulverizada hasta los grandes fragmentos an­ gulosos recién arrancados. Algunos de estos materiales proceden del lecho rocoso sobre el que se mueve el glaciar. En los glaciares alpinos, proceden también de las

360

La morfología debida a los glaciares alpinos está repre­ sentada en una serie de diagramas en la figura 2 1 .4 . En primer lugar aparecen las montañas en su estado original; en la segunda fase se ha producido el ataque y modelado de la región a través de la glaciación; por último, se ofrece una visión del paisaje una vez que el hielo ha desaparecido. El diagrama A muestra una región total­ mente modelada por los procesos de meteorización, des­ trucción de vertientes y acción de los ríos. Las montañas presentan un aspecto suavemente redondeado y las divi­ sorias no son nunca abruptas. El suelo y la regolita for­ man una cobertura espesa. Imaginemos ahora que un cambio climático produce la acumulación de nieve en los altos valles de las laderas montañosas. En la parte derecha del diagrama B aparece el estado inicial de una glaciación, cuando se está acumulando la nieve y los circos están siendo excavados por el movi­ miento del hielo y por la fragmentación de masas rocosas cercanas a la nieve compactada. Los glaciares llenan los valles y se convierten unos en tributarios de los otros como si se tratara de un sistema fluvial. Los glaciares tributarios que confluyen con el principal lo hacen de un modo tranquilo y concordante, pero como veremos más tarde, los fondos de sus respectivos valles difieren consi­ derablemente de nivel. La rápida congelación y deshielo del agua de fusión procedente de las nieves situadas en las grietas de las paredes del circo, rompen la roca en fragmentos angulo­ sos que caen o se deslizan sobre la nieve y se incorporan al glaciar. La fracturación de las rocas por la acción del hielo también afecta a las paredes sobre las que descansa la neviza. De este modo, los circos van haciéndose cada vez mayores . Sus escarpadas y rugosas paredes pronto reemplazan a las lisas y suaves vertientes de la masa mon­ tañosa original (figura 2 1 .4 , diagrama B, cent�o) . Cuando se intersectan las paredes opuestas de dos circos se produce una cresta muy excavada y afilada, denominada arista. Cuando se desarrollan juntos tres o más circos, se origina un pico puntiagudo en la intersec­ ción de sus aristas. A estos picos se les denomina horn ( Lámina K.2) . Uno de los más conocidos es el Matterhorn en los Alpes suizos.· Si la intersección de los circos ha sido muy profunda se forma una especie de paso o desfi­ ladero conocido como col. El movimiento del glaciar va excavando y ampliando constantemente su cauce, de modo que, cuando desapa­ rece el hielo, queda un profundo valle glacial de paredes escarpadas, caracterizado por su trazado rectilíneo y por su sección transversal en forma de U ( Lámina K . 3 ) . Los glaciares tributarios también excavan valles en forma de U, pero su sección transversal es más pequeña y sus

Moifología glacial

Formas topográficas originadas por los glaciares alpinos. (A) Antes de que comience la glaciación, la región posee divisorias redondeadas y de suave pendiente y estrechos valles fluviales en forma de V. (B) A medida que va progresando la glaciación durante miles de años se van desarrollando nuevas formas topográficas. ( C) Al desaparecer el hielo queda expuesto el sistema de valles glaciales. (A.N. Strahler.)

FIGURA 21.4.

Mot;fología debida a los glaciares alpinos

361

Las morrenas de este antiguo valle glacial aparecen como diques curvados que marcan las sucesivas posiciones del hielo. (Según W.M. Davis.)

FIGURA 21.5.

fondos se hallan a gran altura con respecto al nivel que ocupa el fondo del valle principal, por lo que reciben el nombre de valles suspendidos. Los ríos que ocupan más tarde los sistemas de valles glaciares dan lugar a hermo­ sos saltos de agua y cascadas al pasar de un valle suspen­ dido al valle principal. Estas corrientes fluviales excavan

rápidamente el fondo del valle, dándole la forma de una pequeñ.a V. Los espolones de los valles que primitivamente se ex­ ter1dían hacia el cauce principal, antes de que tuviera lupr la glaciación, han sido biselados por la abrasión del hielo y por ello reciben el nombre de espolones trunca­ dos (diagrama B de la figura 2 1 .4 ) . El sustrato rocoso no siempre es excavado de modo uniforme bajo la acción de un glaciar, de manera que el suelo de los valles y circos presenta cubetas y umbrales. De esta forma, los circos y las partes superiores de los valles están ocupados por pequeñ.os lagos denominados ibones, (Lámina K.3) . En los valles más grandes se suelen encontrar grandes lagos de valle. Los deslizamientos de tierras son numerosos ya que la glaciación debilita las paredes de los valles. En los países en que abundan los glaciares, como Noruega y Suiza, los deslizamientos son el desastre natural más frecuente, ya que muchos pueblos y ciudades están cons­ truidos en el fondo de los valles y pueden ser rápidamen­ te destruidos por aludes, desprendimientos de rocas o deslizamientos de tierras, (capítulo 1 5 ) . Los derrubios pueden ser transportados por e l glaciar alpino englobados en el interior del hielo o arrastrados entre éste y las paredes del valle en forma de morrena lateral (figuras 2 1 . 1 y 2 1 .2 ) . Cuando se unen dos lenguas glaciales, estas morrenas laterales se unen y dan lugar a una morrena central, que se sitúa sobre el hielo en el centro del valle (figuras 2 1 . 1 y 2 1 .4 ) . Al final del glaciar, los derrubios transportados se acumulan en una morrena terminal. Estos depósitos adoptan una forma curvada

Desarrollo de un valle glacial. (Según E. Raisz.) (A) Durante el máximo apogeo de la glaciación, el valle en forma de U se halla lleno de hielo hasta el nivel de los pequeños valles tributarios. (B) Después de la glaciación el fondo del valle puede estar ocupado por un río y varios lagos. (C) Si el río desciende muy cargado puede llenar el valle de aluviones. (D) Si el valle ha sido profundizado bajo el nivel del mar, será ocupado por un brazo de agua, originándose un fiordo.

FIGURA 21.6.

362

Moifologia glacial

cuya parte cóncava apunta valle arriba y sus extremos se unen con las morrenas laterales (figuras 2 1 . 2 y 2 1 . 5 ) . Cuando el glaciar retrocede va dejando tras de sí acumu­ laciones de derrubios. Las sucesivas irregularidades en el retroceso del hielo·provocan morrenas denominadas mo­ rrenas de retroceso.

Valles glaciales y fiordos Muchos grandes valles glaciales tienen en la actualidad su fondo casi horizontal debido al proceso de agradación realizado por los ríos que descienden por ellos, cargados de fragmentos rocosos. Los depósitos de aluviones que se extienden valle abajo, desde el glaciar en fusión, se deno­ minan depósitos jluvioglaciales. La figura 2 1 .6 compara un valle con poca deposición aluvial (B), y otro en el que esta deposición es muy grande ( C). Cuando la base de un valle glacial abierto al mar se encuentra por debajo del nivel de éste, las aguas pene­ tran en su interior y hacen retroceder el frente del gla­ ciar, produciendo un estrecho estuario conocido como fiordo (figura 2 1 .6 D). Los fiordos pueden formarse por hundimiento de la costa o por erosión glacial bajo el nivel del mar. La mayoría de fiordos se han originado de esta segunda manera, ya que el hielo tiene una densidad tal que, cuando flota, permanece sumergida una porción que puede oscilar entre los tres cuartos y los nueve décimos de su masa total. De esta forma, un glaciar que tenga algunos centenares de metros de espesor puede erosionar a considerable profundidad por debajo del ni­ vel del mar antes de que el empuje del agua reduzca su poder erosivo cuando penetra en mar abierto. Los fiordos pueden observarse actualmente a lo largo de la costa de Alaska, donde algunos glaciares se están fundiendo rápidamente y las aguas se están extendiendo a lo largo de los valles. Los fio.rdos abundan en las costas montañosas situadas entre los 50º y 70º lat. N y S (figu­ ra 2 1 .7) .

Aspectos medio-ambientales de los glaciares alpinos En siglos pasados, los elevados y abruptos terreuos alpi­ nos estuvieron escasamente habitados y formaron barre­ ras infranqueables entre los pueblos o entre las naciones. Las dificultades de acceso protegían los terrenos alpinos del impacto del Hombre y han dejado un legado de áreas desérticas de gran belleza. Las laderas de las r:10ntañas modeladas por los hielos constituyen excelentes pistas de esquí. Las estaciones de esquí han surgido por doce­ nas en las montañas, y esta forma de recreo se ha conver­ tido en una gran industria. En verano, estas mismas áreas son invadidas por miles de excursionistas. También abundan los escaladores, que encuentran excelentes ru­ tas en las paredes casi verticales de los valles glaciales, circos y horns. E l suelo de los valles glaciales ha servido durante siglos como una gran línea de acceso hacia el corazón de

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Hielo

FIGURA 21.7. Este fiordo noruego tiene las escarpadas paredes rocosas típicas de un profundo valle glacial. (Mittet and Co.)

Aspectos medio-ambientales de los glaciares alpinos

FIGURA 2 1 .8. Mapa esquemático de Groenlandia. (Según R.F. Flint, Glacial and Pleistocene geology.)

,

0,5 1600 1,0 3300 1,5 5000 2,0 6600 2,5 8200 3,0 9800 35 , 11500 4,0 13100

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PerfilA·B

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plataformas de hielo, con 3.000 m de espesor en sus partes centrales, que descansan sobre masas de terreno de tamaño subcontinental. El casquete de Groenlandia tiene un área de 1 .740.000 km 2 y ocupa las seis octavas partes de Ja isla de Groenlandia (figura 2 1 .8). Solamente aflora una pequeña franja de costa montañosa. El casquete de la Antártida cubre 13 millones de kiló­ metros cuadrados (figura 2 1 .9) . Una importante diferen­ cia entre los dos casquetes es su posición con respecto a Jos polos. El hielo antártico tiene su centro casi encima del Polo Sur, mientras el casquete groenlandés está bas­ tante lejos del Polo Norte, con su centro a unos 75º lat . N. Esta posición ilustra un principio fundamental: para que se origine un casquete glacial es esencial la existencia de una gran área de tierras elevadas. Como en el Polo Norte no existen tierras cercanas, Ja acumulación de hielo en aquel lugar se limita a capas que flotan en el mar. La superficie del casquete de Groenlandia, tiene la forma de un amplio domo de suaves declives. A partir de un punto máximo de unos 3.000 m, parten vertientes poco pronunciadas en todas las direcciones. La base ro­ cosa del casquete se hal la cerca del nivel del mar bajo la región central, pero aumenta de altura cerca de los bor­ des. A medida que se va acumulando nieve sobre él, el hielo plástico se va deslizando hacia los bordes. En estas zonas el grosor del hielo tiene unos cientos de metros. La continua pérdida por ablación mantiene Ja posición del hielo marginal relativamente estable donde está rodeado de un cinturón costero de tierra. En otras partes, el hielo se extiende hacia el mar en largas lenguas, denominadas glaciares de desagüe, que alcanza el mar a través de Jos fiordos. Del extremo flotante del glaciar se desprenden grandes masas de hielo que son llevadas por las corrien­ tes a mar abierto, constituyendo Jos icebergs. El espesor del hielo en Ja Antártida es mayor que en Groenlandia (figura 2 1 .9 ) . Por ejemplo, en Ja Tierra de Marie Byrd, se ha medido un espesor de 4 .000 m, y el sustrato rocoso se encuentra a 2 . 000 m bajo el nivel del mar.

Exageración de la escala vertical

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La Antártida y sus plataformas de hielo. (Basado en los datos de la American Geophysical Union. Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2a. ed., Harper and Row Publishers, figura 40.20. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strah!er. ) FIGURA 21.9.

las cordilleras alpinas, por ejemplo, en los Alpes italia­ nos, muchos grandes valles glaciales se extienden desde las llanuras del n Jrte hacia los Alpes. Los principales pasos entre Italia al sur, y Suiza y Austria al norte, se encuentran en las cabeceras de dichos valles. Un ejemplo de ello es el paso Brenner, localizado en el valle del río Adigio.

Casquetes glaciales actuales En Ja actualidad existen dos grandes casquetes glaciales, situados en Groenlandia y en la Antártida. Son grandes

364

FIGURA 21.10. E l rompehielos norteamericano Northwind se abre paso a través del hielo del Estrecho de MacClure, isla de Banks, territorio del noroeste de Canadá, a mediados de agosto. A la izquierda puede verse un canal navegable. Cruzando la fotografía de izquierda a derecha hay una zona escabrosa de crestas de presión. (Fotografía oficial de la U.S. Coast Guard.)

Moifologia gladal

Límite invernal del hielo continental

SIBERIA

I

LABRADOR

OCÉANO ATLÁNTICO NORTE

Icebergs en las rutas de los buques

El hielo marino del océano Glacial Ártico. Las flechas indican las trayectorias más comunes de los icebergs. En este mapa se ha empleado una proyección homolográfica oblicua. (Basado en los datos del Nacional Research Council. De A.N. Strahler, 1963, Tbe Eartb Sciences, Harper and Row Publishers, Nueva York.)

FIGURA 2 1 . 1 1.

Una característica importante de la Antártida es la pre­ sencia de grandes masas de hielo flotante, denominadas plataformas de hielo (figura 21 .9). La mayor de ellas es la plataforma de Ross, que tiene un área de 520.000 km2, y una elevación media de unos 70 m sobre el nivel del mar. Las plataformas de hielo son alimentadas por .los casque­ tes, pero también se acumula nuevo hielo a través de la compactación de la nieve .

Hielo marino El fenómeno de hielo que flota en el mar comenzó a tener gran importancia científica a partir de la Segunda Guerra Mundial , cuando las operaciones submarinas co­ menzaron a extenderse por el océano Ártico y las masas

Hielo marino

de hielo fueron utilizadas como estaciones para observa­ ciones científicas. El descubrimiento de grandes depósi­ tos de petróleo bajo la vertiente ártica de Alaska y Cana­ dá, ha añadido un nuevo interés al hielo marino como un serio riesgo en el desarrollo de esos recursos. El oceanógrafo distingue entre el hielo marino, forma­ do por congelación directa del agua del mar, y los ice­ bergs e islas de hielo, que son grandes masas de hielo continental procedentes de los glaciares y las plataformas litorales. Además de estas diferencias en su origen, una gran diferencia entre el hielo marino y las masas de hielo flotantes es su espesor. El hielo marino, que empieza a formarse cuando la superficie del agua se enfría a tempe­ raturas inferiores a -2' C, no supera los 5 m de espesor. Hielo continuo es el nombre que se da al hielo que

365

60º

120º 90º

FIGURA 21.12. El hielo marino de la región antártica. (Datos de la Academia Nacional de Ciencias y de la Sociedad Geográfica Americana. Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed., Harper and Row Publishers, figura 1 7.25. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

cubre completamente la superficie del mar (figu· ra 2 1 .10). Bajo la acción del viento y las corrientes, e l hielo continuo se divide en bloques individuales que s e denominan bancos de hielo. Entre estos bancos existen canales navegables, estrechas franjas de mar sin obstácu· los. Allí donde las masas de hielo se acumulan por la acción de los vientos, los bordes se entrelazan y levantan por la presión, tomando aspecto de paredes irregulares. Estos obstáculos dificultan los viajes a pie por los hielos marinos, lo cual constituye un gran problema para los "' exploradores de los mares polares. La zona superficial del hielo marino está compuesta de agua pura, ya que la sal se ha perdido en el proceso de congelación. E l océa· no Ártico, que se encuentra rodeado de masas continen· tales, está cubierto por hielo continuo durante todo el año, aunque en verano existen numerosos canales nave · gables (figura 21 .11). La corriente del Atlántico Norte, relativamente caliente, mantiene libre de hielo la costa septentrional de Noruega. Las condiciones son bastante diferentes en la región antártica, donde la zona de hielo está rodeada por una gran masa oceánica en el borde ecuatorial (figura 2 1 . 1 2 ) . Dado que los bloques de hielo pueden derivar libremen· te hacia el norte, hacia aguas más cálidas, la masa de hielo antártica nunca alcanza los 60º lar. S en la estación fría. En marzo, a finales de la estación cálida, el hielo se reduce a una estrecha franja que bordea el continente an· tártico .

Icebergs e islas de hielo Los icebergs se producen por la rotura (denominada cal· ving), de bloques de hielo de un valle glacial o de un

366

casquete que penetra en el mar y pueden alcanzar un espesor de varios cientos de metros. Como la densidad del hielo es algo menor que la del agua del mar, el iceberg flota muy bajo en el agua, permaneciendo aproxi· madamente las cinco sextas partes de su volumen bajo el nivel del mar (figura 2 1 .13 ) . Su hielo es dulce ya que está formado por nieve recristalizada y compactada. En el hemisferio norte, los icebergs se forman en gran parte a partir de las lenguas glaciares de Groenlandia (figura 21. 1 1 ) . Se mueven lentamente hacia el sur, impul · sadas por las corrientes d e Groenlandia y Labrador, y pueden alcanzar el A'riántico Norte en las proximidades de Terranova. Los icebergs de la Antártida son muy dife­ rentes. Mientras los del Atlántico Norte son de forma irregular y presentan agudas aristas que sobresalen del agua, los icebergs antárticos tienen una forma tabular, con la parte superior plana y los bordes verticales (figu­ ra 2 1 .14 ) . Esta forma se debe al hecho de !¡Ue son parte de las plataformas de hielo. En cuanto a su tamaño, un gran iceberg tabular de la Antártida puede tener una extensión de muchos kilómetros, un grosor superior a los 600 m y una pared de hielo que se eleva entre los 60 y 90 m por encima del nivel del mar. Otro fenómeno rel acionado en su origen con los ice­ bergs tabulares de la Antártida son las islas de hielo del océano Glacial Ártico. Estas enormes mesetas de hielo flotante pueden alcanzar los 30 km de anchura y tener un área de 800 km2. Su borde escarpado sobresale de 6 a 10 m por encima del hielo continuo que lo rodea, lo que indica un espesor de 60 m o más. Las pocas islas de hielo que se conocen proceden de la plataforma de hielo glacial de la isla E llesmere, situada a 83º lar. N (figura 21 .1 1). Las islas de hielo se mueven lentamente, impulsadas por las corrientes del Océano G lacial Ártico y sus rumbos sobre el mapa revelan mu ­ chos datos sobre la circulación en este océano. (Véase la trayectoria de la isla de hielo T-3 en la figura 2 1 .1 1 .) Las islas de hielo se utilizan como bases permanentes para estaciones de investigación científica, y desde ellas pue-

Este enorme iceberg en el este del océano Glacial Ártico hace parecer un barco de juguete el rompehielos americano Eastwind. (Fotografía oficial del U.S. Coast Guard.)

FIGURA 21.13.

Moifología glacial

Un iceberg tabular cerca de la Bahía de las Ballenas ' en la Antártida. (Fotografía oficial del U.S. Coast Guard.)

FIGURA 21.14.

den realizarse observaciones sobre oceanografía, meteo­ rología y geofüica durante largos períodos.

La época glacial E l período de crecimiento y expans1on de !os grandes casquetes de hielo se conoce con el nombre de glacia­ ción. Podemos suponer con seguridad que las glaciacio­ nes se asocian con un enfriamiento general de la tempe­ ratura del aire sobre las regiones en las que se originan estos casquetes. Al mismo tiempo, grandes precipitacio­ nes de nieve deben producirse sobre estas áreas, lo cual permite el crecimiento de las masas de hielo. El cambio en sentido opuesto -la reducción de los casquetes de hielo- resultaría del retroceso de los márgenes de hielo hacia las áreas elevadas, con una desaparición eventual de los casquetes de hielo. Entraríamos entonces en un período de recesión glaciar. Después de la recesión, pero antes de la siguiente glaciación, se produce un período en el que prevalece un clima templado; es lo que se denomina período interglacial.

Una sucesión de períodos glaciales e interglaciales, que abarca un período entre 1 a 10 millones de años o más, constituye una época glacial. A lo largo de los ú ltimos 2 1/2 a 3 millones de años, la tierra ha experi­ mentado una época glacial, como señaló el naturalista Louis Agassiz en 1 830. Actualmente vivimos en un perío­ do interglaciar, que sigue a la recesión glacial que tuvo lugar rápidamente hace 15 .000 años. En la glaciación precedente, denominada glaciación Würm (correspon­ diente a la glaciación Wisconsin, en América del Norte), los hielos cubrieron gran parte de América del Norte y Europa y áreas del norte de Asia y América del Sur. El máximo alcance de los hielos durante esta glaciación se produjo hace unos 18.000 años. Las figuras 21 . 1 5 y 21. 1 6 muestran la extensión de América del Norte y Europa cubiertas ·en el mayor avance del hielo. Canadá fue cubierta por el gran casquete de hielo Laurentino, que se extendió hacia los Estados Uni­ dos, cubriendo gran parte de las tierras situadas al norte de los ríos Missouri y Ohio, así como el norte de Pensi l­ vania y todo Nueva York y Nueva Inglaterra. Los glaciares alpinos de las cadenas de las Cordi lleras se unieron en un único casquete de hielo que se extendía hacia las costas pacíficas y que alcanzaba el casquete Laurentino por el este .

El casquete de hielo escandinavo cubrió todo el norte de Europa durante las glaciaciones del Pleistoceno. La línea continua indica el límite del hielo durante la última glaciación; la línea de trazos muestra la máxima extensión de los mismos durante toda la época glacial. ( R.F. Flint.)

FIGURA 21.16.

Los hielos pleistocenos de Norteamérica en el momento de mayor extensión llegaron hasta el sur de los actuales ríos Ohio y Missouri. (Según R.F. Flint.)

FIGURA 21.15.

La época glactaJ

367

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Límites de los hielos en los Estados Unidos. Durante cada período glacial, el casquete de hielo llegó a un frente distinto de máximo avance. (Según R.F. Flint, Glacial and Pleistocene Geology.)

FIGURA 21.17.

En Europa, el casquete Escandinavo centrado sobre el Mar Báltico, cubría los Países Escandinavos. Este casque­ te se extendía hacia el sur hasta Alemania Central y hacia el este hasta cubrir gran parte de Rusia. En Siberia se formaron grandes glaciares sobre los Urales y sobre otras áreas elevadas más hacia el este. E l hielo de estos centros creció hasta convertirse en un gran casquete que cubría gran parte de Siberia. Las Islas Británicas estuvieron casi completamente cubiertas por un casquete de hielo con

numerosos centros en áreas e levadas y que se extendían hacia afuera para unirse con el Casquete Escandinavo. Al mismo tiempo, en los Alpes crecieron los ya existentes glaciares de val le. En Sudamérica también existió un casquete de hielo que creció a partir de unos núcleos en los Andes a una latitud de unos 40º S, extendiéndose hacia la costa pacífi­ ca así como hacia el este hasta cubrir una importante área de la Patagonia. Toda la Tierra del Fuego, la extremidad sur del continente, permanecía bajo los hielos. La isla del sur de Nueva Zelanda que hoy tiene una alta cordil lera de montañas alpinas con pocos glaciares residuales, desa­ rrolló un enorme centro de casquete durante el Pleisto­ ceno tardío . Todas las áreas montañosas del mundo vie­ ron grandemente intensificada la glaciación alpina en el momento del máximo avance de los hielos. Actualmente sólo quedan pequeños glaciares alpinos y, en las localiza­ ciones menos favorables, los glaciares han desaparecido por completo. E n la figura 2 1 . 1 7 se muestra la máxima extensión de los hielos en los Estados Unidos durante cada una de las ú ltimas cuatro glaciaciones. E l límite de los hielos avanza hacia el sur en grandes lóbulos. Hay que señalar que un área del sur de Wisconsin escapó a los hielos del Pleisto­ ceno, aunque estaba rodeada completamente por el hie­ lo. Los relieves formados por el ú ltimo·avance y recesión son muy recientes y muestran pocas modificaciones por los procesos de erosión. Seguidamente nos referiremos a estos depósitos y relieves. ·

Formas originadas por la acción del hielo. (Arriba) Roca aborregada con una parte anterior redondeada y la parte posterior abrupta. (Debajo) Arañazos y acanaladuras curvas; canales glaciales paralelos a la dirección del hielo. (Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2.3 ed., Harper and Row Publishers, figura 40.8. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

FIGURA 21.18.

368

Erosión debida a los casquetes glaciales Al igual que los glaciares alpinos, los casquetes glaciales también son efectivos agentes erosivos. E l lento movi­ miento del hielo puede desgastar considerablemente el sustrato rocoso, originando masas rocosas de formas re-

Moifología glacial

dondeadas en las que se observan innumerables marcas de abrasión. Estas marcas, denominadas estrías glaciales, tienen generalmente la dirección del movimiento del hielo (figura 2 1 . 1 8) , pero en ocasiones se observan es­ trías que se intersectan entre sí debido a variaciones en la dirección del hielo. Algunos tipos de rocas son suscepti­ bles de estriarse profundamente ( Lámina K.4) . Cuando un fragmento de roca dura y de aristas cortan­ tes quedó englobada en el hielo y fue frotada contra la superficie del sustrato rocoso, se originaron una serie de grietas curvas enlazadas entre sí a lo largo de la línea de movimiento del hielo. Estos arañazos y las acanala­ duras curvas, muy afines y cuya dirección es opuesta, son buenos indicadores de la dirección del desplaza­ miento del hielo (figura 2 1 . 1 8) . Algunas rocas muy duras adqJieren superficies muy pulimentadas por el roce de finas partículas de arcilla contra la roca. Las evidencias de la erosión del hielo descritas aquí son comunes en todo el este de los Estados Unidos y Canadá. Estos e le ­ mentos pueden ser vistos en casi todas l a s superficies de rocas duras. Las marcas de abrasión citadas se presentan en rocas sólidas que han sido modeladas por el hielo en movi­ miento (figura 2 1 . 1 8) . Del lado por el que se aproxima el hielo presentan una superficie curva de suave pendiente repleta de estrías. Por el otro lado adoptan un perfil más vertical y anguloso y las numerosas diaclasas existentes les imprimen la forma de una escalera. Estas rocas se deno­ minan rocas aborregadas, nombre que se originó proba­ blemente en los Alpes. Mucho más importante que estas pequeñas formas de abrasión son las enormes excavaciones que los casquetes glaciales efectúan en lugares de sustrato rocoso blando. En muchos lugares la corriente de hielo acentúa su movi­ miento por la presencia de un valle paralelo a la direc­ ción de su movimiento. Bajo tales condiciones el casque­ te se comporta como un glaciar alpino, modelando un valle en forma de U ( Lámina K.4 ) . Un ejemplo de ello lo tenemos en los lagos Finger, situados al oeste del Estado de Nueva York. En aquel l ugar existía una serie de anti ­ guos valles fluviales que discurrían paralelamente hacia el sur con la extensión del hielo, y que fueron nuevamen­ te modelados en forma de valles glaciales. Como sus terminaciones septentrionales están bloqueadas por de­ rrubios glaciales, se han convertido en lagos alargados. Muchos cientos de lagos se han originado del mismo modo en las partes de Norteamérica y Europa sometidas a la glaciación. Infinidad de pequeños lagos de Minnesota, Canadá y Finlandia ocupan depresiones modeladas por la acción del hielo. Los depósitos irregulares de derrubios dejados por el hielo son también una causa de la forma­ ción de lagos.

Depósitos originados por los casquetes glaciales El término drift glaciar se aplica a todas las variedades de derrubios rocosos depositados por los glaciares. El drift puede subdividirse en dos tipos: ( 1 ) drift estratificado que consiste en capas de arcillas, silt, arenas o gravas depositados por las aguas de fusión de los hielos. (2) till o ti/litas glaciares, que son una mezcla heterogénea de fragmentos rocosos cuyo tamaño oscila desde la arcilla hasta los cantos y que son depositados directamente por el hielo sin que intervenga el transporte del agua.

Depósitos originados por los casquetes glaciaks

Sobre las áreas de los Estados Unidos que estuvieron cubiertas por los casquetes de hielo del Pleistoceno, se encuentran espesores de drift glacial que oscilan desde los 6 m en los terrenos montañosos de Nueva Inglaterra, hasta los 15 o más metros existentes en las tierras bajas del centro y norte de los Estados Unidos. En Iowa, el drift alcanza un espesor de 4 5 a 60 m; en I llinois, su potencia es de 30 m. En algunos lugares, donde existían profundos valles fluviales antes del avance de los hielos, como en Ohio, el drift puede alcanzar un espesor de más de un centenar de metros. Para comprender la forma y composición de los depósi­ tos dejados por los casquetes glaciales, es conveniente considerar las co diciones predominantes durante la época de existencia del hielo. E l diagrama A de la figura 2 1 . 1 9 muestra una región parcialmente cubierta por un casquete de hielo cuyo frente se mantiene estacionario. Este estado tiene lugar cuando la ablación está equilibra­ da con respecto a los aportes de hielo que hacen que el casquete se extienda. Aunque los hielos del Pleistoceno avanzaron y retrocedieron en muchas fluctuaciones, exis­ tieron largos períodos en los que el frente se mantuvo estable, y se acumularon grandes depósitos de drift. El trabajo de transporte efectuado por un casquete glacial se asemeja al de una gran cinta transportadora. Cualquier material transportado por la cinta es descarga­ do al final, y si no se remueve constantemente los mate­ riales se van acumulando en cantidades cada vez mayo­ res. Los fragmentos rocosos transportados por el hielo se depositan en su borde a medida que éste se evapora o se funde. Entonces ya es imposible que vuelvan a ser trans­ portados a su lugar de origen. El avance del hielo de un valle glacial o de un casquete de hielo arranca fragmentos rocosos de diferentes tama­ ños de la superficie rocosa sobre la que se mueve. Cantos del tamaño de casas pueden ser movidos por el hielo. En el otro extremo, enormes cantidades de partículas del tamaño del silt y la arcilla son producidos por la abrasión del hielo en su movimiento y sirven como instrumentos cortantes. Todos estos fragmentos tienden a ser muy an­ gulosos, como podría esperarse de las presiones a las que están sometidas las rocas del fondo. Cuando el hielo glacial se funde en una zona marginal estable, las partícu­ las de roca descienden hasta la superficie sólida, donde forman una capa de derrubios ( figura 2 1 . 20) . Este till residual no presenta una selección de materiales y a menudo está formado por una mezcla de arena y silt, con muchos cantos angulosos. Bajo esta capa residual puede existir una extensa capa de till basal, que consiste en materiales ricos en arcilla previamente arrastrados por el movimiento del hielo. Como materia base para la formación del suelo, el till glacial presenta una excepcional combinación de carac­ terísticas. En él abundan las partículas de arcilla, que pueden ser en parte minerales de arcilla derivados de una antigua regolita, o pueden ser minerales finamente triturados, capaces de ser transformados en minerales de arcilla durante un largo período de meteorización quími­ ca después de la desaparición del hielo. Las partículas de arcilla en un till denso pueden impedir el movimiento del agua del suelo, con lo que el drenaje es a menudo muy lento. Por otro lado, algunos tills residuales de composición arenosa tienen una textura poco firme y permiten un rápido desagüe. La presencia de cantos y guijarros, denominados erráticos, pueden dificultar la formación del till. Debido a que existe una gran variedad

36 9

T - tunel

LM - lago marginal

CF - corrientes de fusión

LA

-

llanura de ablación

BH - bloques de hielo

1 - iceberg

D

-

delta

SL

-

salida del lago

(A) Cuando el frente de hielo se ha estabilizado, y el hielo se funde, las aguas de fusión construyen diversas estructuras deposicionales.

O - delta

MR - morrena de retroceso

KD - kame de delta

MI - morrena interlobular

LC - línea de costa

M F - morrena de fondo E

-

FL - fondo del lago

LA

esker

DR - drumlins

DE

-

llanura de ablación

-

depresión

(B) Una vez que ha desaparecido el hielo, quedan expuestas una serie de formas topográficas que se habían originado bajo él.

FIGURA 21.19.

Formas topográficas marginales debidas a glaciares continentales.

(A.N. Strahler.)

37 0

Moifología glacial

88º

.

o

84 º

82º

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Hielo

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Till basal Sustrato rocoso

Till

Till basal Sustrato rocoso

Till basal y till residual. (De A Geologist's View of Cape Cod por A.N. Strahler. Copyright 1966 por Arthur N. Strahler. Reproducido con permiso de Doubleday and Company, !ne.) FIGURA 21.20.

de tills tanto en edad como en composición, cada caso debe ser estudiado por separado en términos de sus propiedades físicas y químicas. El till glacial acumulado en el borde del glaciar forma un montón de cascotes, la morrena terminal. Después la desaparición del hielo (diagrama B de la figura 21 . 1 9 ) , la morrena aparece como una alineación de promontorios más o menos dispersos separados entre sí por cavidades, algunas de las cuales pueden contener pequeños lagos. Se suele decir que estas alineaciones constituyen una topografía aborregada. Las morrenas terminales forman grandes arcos, con la parte convexa apuntando hacia abajo, lo cual indica que el glaciar avanza como una serie de grandes lóbulos de hielo, cada uno de los cuales presenta un frente curvado (figura 2 1 .2 1 ) . Cuando se unen dos lóbulos se forma entre e llos una morrena inter­ lobular. Durante su retroceso general, el frente del hielo se detiene durante algún tiempo en una serie de zonas y origina en ellas cinturones morrénicos semejantes a los de las morrenas terminales. Estos cinturones constituyen las morrenas de retroceso (figuras 21 . 1 9 y 2 1 .2 1 ) . Estas morrenas se disponen casi paralelas a la terminal pero son más delgadas y discontinuas que éstas. Una clase completamente diferente de sedimentos de­ rivados a partir del hielo glaciar son los sedimentos gla­ ciojluviales, transportados por corrientes de fusión y de­ positados en estrechos canales en forma de aluviones gruesos (figura 2 1 . 19 A) . La arena se acumula capa tras capa cerca de los márgenes del hielo, formando depó­ sitos estratificados (figura 2 1 .22) . Después de la desa­ parición del hielo, estos depósitos se mantienen en la llan ura de ablación, en la que aparecen importantes depresiones (figura 2 1 . 1 9 B) . Grandes cursos de agua salen· de túneles formados en el hielo, particu larmente si el hielo -situado a lo largo de

Depósitos originados por los casquetes glaciales

O

100 km

=

FIGURA 21.21. Los cinturones morrénicos de la parte central norte de los Estados Unidos presentan un aspecto festoneado debido al avance lobular del hielo. (Según R.F. Flint y otros, Glacial Map of Nortb America.)

muchos kilómetros a partir del frente- ha permanecido estancado durante largo tiempo sin efectuar ningún tipo de movimiento. En estas condiciones se forman los túne­ les a lo largo de la masa de hielo, cuya misión es la de dar salida al agua de fusión. Una vez que ha desaparecido e l hielo, la posición en la q u e se hallaba e l túnel queda marcada por una larga y sinuosa acumulación de materia­ les denominada esker. Un esker es el depósito de arena y

Las gruesas capas de arenas y gravas tales como estas de la costa norte de Long Island fueron excavadas para ser utilizadas en la construcción de carreteras y edificios. El estrato oscuro de la parte superior es un lecho de till dejado por un avance de los hielos. Los grandes cantos de primer plano son bloques erráticos que han caído del estrato de tillita. (A.K. Lobeck.) FIGURA 21.22.

37 1

Visto desde el aire, este esker, localizado en Canadá, aparece como un estrecho dique que cruza el terreno de las cuencas lacustres erosionadas por la acción de los hielos. (Canadian Department of Mines, Geological Survey.)

FIGURA 2 1 .23.

grava dejado primitivamente en la base del túnel de hielo ( Lámina K.4) . Cuando el hielo desaparece, sólo quedan los depósitos del lecho, formando el citado cordón (figu­ ra 2 1 .23) . Los eskers pueden tener muchos kilómetros de longitud; existen algunos que alcanzan hasta 1 50 km. Otra forma glacial corriente son los drumlins, especie de montículos de forma oval suavemente redondeados, que parecen cucharas invertidas. Están formados de till glacial ( figura 2 1 .24) . Los drumlins se hallan siempre en una zona posterior a la morrena terminal . Generalmente aparecen en grupos que, en ocasiones, pueden llegar hasta centenares. El eje mayor del drumlin es paralelo a la dirección del movimiento del hielo y, por tanto, apun­ tan todos hacia la morrena terminal , sirviendo como indi­ cadores de la dirección en que se desplaza el hielo. Los drumlins se han formado bajo el hielo en movimientos mediante la deposición de sucesivas capas de arcilla. Entre las morrenas, la superficie dejada por el hielo se halla cubierta de till glacial conocido con e l nombre de morrena de fondo. Esta cubierta suele pasar a veces inadvertida ya que no forma importantes características topográficas. Sin embargo, la morrena de fondo puede ser considerable y disimular o cubrir totalmente las coli­ nas y valles que existían antes de la glaciación. Cuando se produce este fenómeno, la morrena de fondo forma una

Muestras de arcilla varvadas procedentes de los fondos lacustres glaciales de la ciudad de Nueva York. Las columnas miden unos 20 cm desde la parte superior de la fotografía a la inferior. (C.A. Reeds, American Museum of Natural History.)

FIGURA 2 1.25.

Este pequeño drumlin, situado al sur de Sodus, Nueva York, muestra una forma que se estrecha progresivamente, lo que indica que el hielo se desplaza desde la parte superior derecha a la inferior izquierda (de norte a sur). (Ward's Natural Science Establishment, !ne., Rochester, Nueva York.)

FIGURA 2 1 .24.

372

llanura de tillita. Las l lanuras de este tipo abundan en la región del Medio Oeste de los Estados Unidos. En los lugares donde existe una pendiente enfrente del casquete de hielo, se puede formar una pequeña cuenca natural , que dé origen a u na serie de lagos glaciales marginales a lo largo del frente del hielo (figura 2 1 . 1 9A) . Estos lagos tienen salida por el canal situado entre el hielo y la pendiente, o sobre alguna divisoria de escasa altitud. En el interior de los lagos, las corrientes de fusión de los hielos forman deltas glaciales. Cuando de-

Moifología glacial

Corriente de agua Hielo esta ncado

Los kames pueden originarse a partir de un depósito fluvial o lacustre formado entre una masa estancada de hielo y las paredes de un valle. (Según A.N. Strahler.)

FIGURA 2 1 .26.

saparece e l hielo, se seca e l lago, y e n su fondo se observan los estratos de arcilla fina y de limo que se han ido depositando. Estos materiales de grano fino, que se han ido depositando a partir de las turbias aguas del lago, se denominan sedimentos glaciolacustres y son una varie­ dad del drift estratificado. Estos depósitos se suelen pre­ sentar en forma de bandas, alternando capas de color claro con otras oscuras, y reciben e l nombre de varvas (figura 2 1 .25) . Una varva individual está formada por u na capa de limo de color claro bajo otra capa de arcilla oscura. Las capas de limo son depósitos estivales proce­ dentes de las aguas turbias del lago; las arcillas precipitan en invierno, cuando e l lago está cubierto por una capa de hielo. Las l lanuras lacustres de origen glacial son extre­ madamente llanas y están atravesadas por corrientes de agua divagantes y en e llas existen numerosas porciones de terreno pantanosos. Los deltas, que tienen una parte superior l lana, forma­ da al nivel anterior de las aguas del lago, quedan curiosa­ mente aislados como formas que se caracterizan por su superficie superior horizontal, y que se denominan ka­ mes deltaicos (figura 21 . 1 9) . Los depósitos del cauce de una corriente fluvial construidos entre una masa inmóvil de hielo y la pared de un valle reciben e l nombre de terrazas de kame y sus escarpadas paredes están en con­ tacto con la vertiente del hielo (figura 2 1 .26 ) . Las terrazas de kame son difíciles de distinguir de las terrazas indivi­ duales más altas, pero en muchos kames existen depre­ siones llenas de agua originadas por la fusión de bloques de hielo allí situados. Construidos de arenas y gravas bien rodadas y clasificadas, los kames presentan comúnmente los sedimentos de lecho fuertemente inclinados caracte­ rísticos de los deltas ( Lámina K.4 ) .

Aspectos medio-ambientales de los depósitos glaciales A lo l argo de toda Europa y Norteamérica los relieves asociados con el hielo tienen una gran importancia am­ biental y los depósitos constituyen una fu ente de recur­ sos. Las influencias de la glaciación pueden ser tanto favorables como desfavorables, dependiendo de la topo­ grafía preglacial y de la erosión y deposición del hielo.

Aspectos medio-ambientales de los depósitos glaciales

E n las regiones accidentadas, como Nueva Inglaterra, la tillita glacial se hal l a finamente distribuida y es extre­ madamente rocosa. Los suelos formados en los depósitos glaciales del norte de los Estados Unidos y Canadá son ácidos y de escasa fertilidad. Los suelos de las extensas áreas pantanosas no son aptos para la agricultu.ra a no ser que se introduzcan sistemas de drenaje del agua. Los primeros colonos encontraron grandes dificultades en el cultivo de las áreas de till debido a la existencia de gran cantidad de cantos y guijarros en el suelo. Las acumula­ ciones de till en abruptas vertientes montañosas están sujetas a movimientos de materiales en forma de despren­ dimientos de tierras. Las arcillas de las tillitas ceden después de haber absorbido el agua de la fusión de la nieve y de las lluvias de primavera. Cuando las vertientes son excavadas para la construcción de carreteras, los mo­ vimientos del till son un fenómeno muy corriente. Las vertientes abruptas, la irregularidad de la topografía aborregada y la abundancia de cantos rodados a lo largo de las zonas morrénicas impiden el cultivo pero permiten utilizar estas áreas como pasturas. Sin embargo, estos mismos elementos hacen que las morrenas sean adecua­ dos para la construcción de áreas residenciales. Los her­ mosos paisajes, con sus colinas, depresiones y pequeños lagos, son localizaciones ideales para grandes propie­ dades. Las llanuras de tillita, las de ablación y los fondos secos de los lagos, por otro lado, tienen algunos de los tipos de tierras más productivas del mundo. Los Grandes Lagos están rodeados de suelos fértiles originados a partir de las llanuras de till y los lagos desecados. No hay que olvidar e l hecho de que en las áreas de praderas, e l limo (loess) forma una cubierta sobre e l till rico en arcilla. Este loess forma un excelente material de base para el desarrollo de suelos productores de cereales. Los depósitos de drift estratificado tienen una gran importancia económica. Las arenas y gravas de las l lanu­ ras de ablación, los kames y eskers proporcionan los agregados necesarios para la industria de la construcción . Las arenas más puras pueden utilizarse para la fabricación de moldes de fundición. El drift estratificado, cuando es grueso, forma un exce­ lente acuífero y constituye una gran fuente de suministro

373

de aguas. Las profundas acumulaciones de arenas estrati­ ficadas en los valles preglaciales son capaces de propor­ cionar agua en cantidades suficientes para los usos indus­ triales y municipales. La obtención de agua de estos depósitos es muy corriente en Ohio, Pensilvania y Nueva York.

La época glacial de la Era Cenozoica Esta época glacial se desarrolló durante los ú ltimos 3 mil lones de años de la Era Cenozoica. Como aparece en la tabla del tiempo geológico (tabla 1 3 . 1 ) , la Era Cenozoica tiene siete épocas. La época glacial se extien­ de durante las últimas tres épocas: Plioceno, Pleistoceno y Holoceno. Estas tres épocas comprenden una pequeña fracción -aproximadamente 1 / 1 2 - de la duración total de la Era Cenozoica. Durante la primera mitad de este siglo muchos geólo­ gos asociaban esta época glacial con el Pleistoceno, que se pensaba que había comenzado hace un millón de años; en otras palat... ras, identificaban el límite entre las épocas Pliocena y Pleistocena como el punto de partida de esta época glacial. Esta suposición ha sido totalmente rechazada por las nuevas evidencias extraídas del estudio de los sedimentos marinos, que señalan la alternancia de muchas glaciaciones e interglaciaciones durante el Plio­ ceno, de forma que la época glacial habría comenzado hace 3 millones de años. Por esta razón, denominamos a este período como la época glacial del Cenozoico tardío, dejando el establecimiento de la fecha de comienzo para cuando se dispongan de más evidencias. Desde mediados del siglo X IX hasta 1950 los períodos glaciales fueron interpretados a partir de los depósitos continentales. Durante este primer período de investiga­ ción se encontraron cuatro glaciaciones diferentes en Norteamérica durante el Pleistoceno. Los nombres de las cuatro glaciaciones e interglaciaciones de Norteamérica vienen dadas en la tabla 2 1 . 1 . Estos nombres son los que se han utilizado en el mapa de la figura 2 1 . 1 7 . Actual­ mente existe una discusión respecto a si este sistema clásico debe ser conservado o abandonado. El estudio de las glaciaciones e interglaciaciones co­ menzó basándose únicamente en la evidencia de los depósitos glaciales y de los relieves existentes en las superficies continentales. Debido a que el avance y rece­ sión de los casquetes de hielo no fueron evidentemente sincrónicos en todo un continente, la correlación de los diferentes hechos era muy difícil de probar. Una prueba de estos hechos se ha derivado de la interpretación de los depósitos estratificados (ciencia de estratigrafía) . El till de una glaciación alterna generalmente con una capa de loess asociado con la recesión glacial, por la formación de un suelo primitivo (paleosuelo) y por la deposición

Tabla 2 1.1 .

Nombres clásicos de las glaciaciones en Norteam érica, basados en las pruebas continentales (1950)

Glaciaciones Wisconsin Illinois Kansas Nebraska

374

Períodos inter¡¿laciales Sangamon Yarmouth Afton

de materia orgánica tal como la turba de pantano en un período interglacial de clima templado. Las tillitas anti­ guas muestran varios grados de alteración química por la meteorización. Los relieves de las primeras glaciaciones, en aquellos lugares en que han sido cubiertos por nuevos depósitos glaciales, muestran importantes modificacio­ nes producidas por los procesos de destrucción de ver­ tientes y erosión fluvial. A partir de 1950, el método de datación radiocarbóni· ca para el establecimiento de las edades absolutas de los materiales se convirtió en un importante instrumento para el estudio del Pleistoceno y Holoceno. Este método fue utilizado para determinar la edad de sustancias rela­ cionadas con el carbono, como el carbón vegetal, las conchas de los invertebrados, madera y turba proceden­ tes de depósitos arqueológicos y glaciares. Un ejemplo del uso del método del radiocarbono fue la determina­ ción de la edad de los troncos de los árboles derribados por el rápido avance del hielo en Wisconsin. Un bosque se desarrolló en un período templado (una pequeña época interglacial ) , durante la glaciación Wisconsin. El hielo arrancó árboles y los incorporó a la morrena. El análisis de los troncos por el sistema del radiocarbono dio una edad aproximada de - 1 2 .000 años. Este hecho es un documento del último avance del hielo en la glacia­ ción Wisconsin, que fue inmediatamente seguido por la última recesión en esta zona, marcando el final del Pleis­ toceno y el comienzo del Holoceno. E l método del radiocarbono fue completado y corregi­ do por el estudio de los anillos de los árboles (ciencia de la dendrocronología) que proporciona un·a edad absoluta de unos -7.500 años. Desafortunadamente este método sólo es razonablemente preciso para edades inferiores a los -40 .000 años, que representa una fracción mínima de la duración del Pleistoceno. En 1 960 se produjo un gran descubrimiento científico en el estudio del Cenozoico. En primer lugar, se hizo posible medir la edad absoluta de las rocas ígneas y de ciertos tipos de sedimentos marinos a través del paleo­ magnetismo. El campo magnético de la tierra sufrió va· rios cambios de polaridad durante el Cenozoico, y la edad absoluta de esos cambios ha sido correctamente establecida. En segundo lugar, fue posible extraer gran­ des núcleos de sedimentos de grano fino de las profundi­ dades del suelo marino y determinar por polaridad mag­ nética cambios en la edad de las capas sedimentarias en varios puntos de control de cada núcleo. Un tipo de los materiales que contienen estos sedimentos es arcilla fina procedente de partículas minerales inorgánicas. Un se­ gundo tipo de material está formado por las partes duras de los microorganismos que viven (en forma de planc­ ton) , en la zona superficial del océano situado sobre estos sedimentos. Pronto se reconoció que la abundancia relativa de ciertas especies de microorganismos eran in­ dicadores de la temperatura de la capa superficial del agua con una oscilación 6° C . Por el estudio del porcenta· je de especies, los i nvestigadores han sido capaces de identificar ciclos alternativos de c lima frío o cálido, de forma que se han establecido una serie de ciclos con sus edades respectivas hasta el presente. El más importante avance en la interpretación de los sedimentos marinos fue el desarrollo de un método de determinación, la proporción de los isótopos de oxígeno. Sin dar una extensa explicación de este método, señalare­ mos simplemente que la materia mineral de los caparazo­ nes contiene átomos de oxígeno. ( La composición típica

Moifología glacial

Estadios de los isótopos

-1

o

50

100

1 50

200

2 50 -306 -3 50

Miles de años antes de ahora

de estos caparazones es el carbonato cálcico, CaC03.) La forma común en que se presenta el oxígeno es un isóto­ po conocido como oxígeno - 1 6 (016) , pero existen otros isótopos de oxígeno menos comunes, uno de los cuales es el oxígeno- 1 8 ( 0 1 8) . La proporción del isótopo de oxígeno es la relación entre el 0 1 8 y el 016, escrito 018/016. Por razones que no podemos desarrollar aquí en profundidad, el crecimiento de los casquetes de hielo durante el comienzo de una glaciación origina un au­ mento en la proporción de los isótopos de oxígeno, mientras la fusión de los casquetes y el regreso del agua de fusión al océano provoca una disminución de tal pro­ porción. La figura 2 1 .27 es una curva que muestra las fluctuacio­ nes en la proporción de los isótopos de oxígeno en un típico sedimento marino del océano Subantártico situado entre África, Australia y la Antártida. Este tipo de curva se conoce como curva de paleoglacidción. Esta línea mues­ tra 13 estadios de la proporción de isótopos que cubren un período de 500.000 años. También aparece una curva de las temperaturas de la superficie del mar, basadas en la proporción de microorganismos existentes en el sedi­ mento. Uniformizando estas curvas hasta dejar únicamen­ te las mayores crestas y valles se observa que existen cinco glaciaciones durante estos 450.000 años, produ­ ciéndose una glaciación cada 90.000 años. Los diferentes estadios se han establecido y numerado a partir de -2 mi­ llones de años y pueden reconocerse hasta los -3 millo­ nes de años. En un período de 2 .000.000 de años exis­ ten 4 1 de estos estadios. De este modo se aprecia que las glaciaciones pueden haber ocurrido desde hace 3 mi­ llones de años, y que el número total de glaciaciones durante el Cenozoico tardío ha sido más de 30, espacia­ dos en intervalos de unos 90.000 años. Basado en el examen de la composición de los sedimentos marinos es posible que el casquete antártico comenzara a desa­ rrollarse entre - 1 1 y - 1 4 millones de años, alcanzando sus dimensiones presentes hace - 3 , 5 millones de años. El descubrimiento de una larga serie de glaciaciones durante el Cenozoico tardío acaba con la identificación de la última época glacial con el Pleistoceno. Esta época perdura desde hace 3 1/2 millones de años y puede continuar muchos millones de años más, dependiendo de la persistencia de la combinación de factores que conducen a una época glacial. Se sabe que una gran época glacial ocurrida durante el Paleozoico duró al menos 1 00 millones de años. Existen El origen de los Grandes Lagos

400

-450

500

FIGURA 21.2 7. Curva de la proporción de los isótopos de oxígeno o curva de paleoglaciación (arriba) , y curva de las temperaturas de la superficie del mar en verano, a partir de muestras de los sedimentos del Océano Subantártico (abajo). ( Basadas en los datos de ].D. Hays, J. Imbrie y N.J. Shackieton, 1 976, Science, vol. 1 94 , p. 1 1 30, figura 9. Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1 987, figura 1 8.39.)

evidencias de que durante este período, que vio la pre­ sencia de un gran casquete en el subcontinente Gondwa­ na de la Pangea durante el Carbonífero y el Pérmico, comenzó mucho antes en África. Las glaciaciones sucedi­ das durante el Silúrico y Devónico pueden haber perdu­ rado durante toda la Era Paleozoica, que supone un pe­ ríodo de 200 millones de años. Los estudios paleomagné­ ticos indican que el subcontinente de Gondwana tuvo una localización polar durante esta época. Volveremos a estos hechos durante el estudio de las épocas glaciales.

El origen de los Grandes Lagos Los Grandes Lagos, situados entre los Estados Unidos y Canadá son realmente unos rasgos medio-ambientales destacados. Por un accidente de la naturaleza -la glacia­ ción del Pleistoceno- estas enormes masas de agua dulce se encuentran en un área continental de las latitudes medias que ha probado su productividad tanto para la agricultura como para la industria. En conjunto, la super­ ficie de los Grandes Lagos es de unos 246.000 Km 2 , mucho mayor que cualquier otro lago del mundo. Otros grandes lagos situados en medios menos favorables para el establecimiento humano son: los lagos Victoria y Tan­ ganica en África Ecuatorial y el lago Baikal en Siberia. En el período preglacial existían tierras bajas donde están los Grandes Lagos. Estas tierras fueron ocupadas por grandes ríos. Los repetidos avances del hielo durante las cuatro glaciaciones erosionaron las rocas y trasladaron los derrubios hacia el sur, formando líneas de morrenas. En la figura 2 1 .28 aparecen seis mapas en los que se muestra la evolución de los grandes lagos. Estos mapas están simplificados y sólo muestran un�s pocas etapas representativas. El mapa A muestra el comienzo de la formación de los lagos cuando el frente del hielo retroce­ dió. Los lagos Chicago y Maumee eran lagos glaciales marginales, situados entre el frente del hielo y la pen­ diente del suelo. Ambos lagos desaguaban en corrientes que se dirigían hacia el sistema del río Mississippi. El mapa B muestra la continuación del retroceso de los hielos y la desviación de un lago hacia otro a través de una corriente marginal que sigue el frente del hielo. En el mapa C se aprecia el momento en el que el desagüe se estableció en dirección este a lo largo del frente del hielo para entrar en el sistema del río H udson a través del valle Mohawk. En el mapa D está comenzando la

375

Forma actual de los lagos

Retroceso glacial (Post-Valderan)

Retroceso glacial lsubestadio Woodford)

"

Primitivo lago Erie

A ......:

Retroceso glacial (final)

Retroceso glacial (continuación)

/ i Lago Chippewa

E

B

\..,,.. Avance glacial de Port Huron (subestadio Woodford tardío)

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Los Grandes Lagos posglaclales

500 km o

300 m i

Seis estadios de la evolución de los Grandes Lagos. (Según J.L. Hough, 1958, Geology of tbe Great Lakes, Univ. of Illinois, pp. 284-296. Copyright 1958 por el Board of Trustees de la Universidad de Illinois. Según A.N. Strahler, Tbe Eartb Sciences, 2.' ed., Harper and Row Publishers, figura 4 1 .9. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 2 1.28.

última etapa del retroceso del hielo y parte del lago Superior se ha extendido, desaguando hacia el sur por el sistema del Mississippi mientras los otros lagos lo hacen hacia el este por el sistema del Hudson. El mapa E muestra el final de la desaparición del hielo en el lago Ontario y la apertura de un desagüe que hoy constituye el río Ottawa, que desemboca directamente en el valle de San Lorenzo, que era entonces un estuario de agua salada. El mapa F muestra la etapa de máxima exten­ sión de los Grandes Lagos. La inclinación de la corteza originó el abandono del desagüe -del río Ottawa, y el descenso del nivel de los lagos causó el abandono del

376

drenaje del lago M ichigan hacia e l ' sistema del Missi­ ssippi. Un resultado de esta compleja historia de cambios en la extensión y nivel de los lagos es la existencia en la actualidad de amplias llanuras a lo largo de los márgenes de los lagos Michigan, Huron, Erie y Ontario. Estas llanu­ ras están intensamente aprovechadas para la agricultura y han absorbido la expansión urbana de las mayores ciuda­ des de los Lagos, como Chicago, Toledo, Detroit, Cleve­ land, Toronto, Buffalo y Erie. Los Grandes Lagos están afectados por una serie de graves problemas medio-am­ bientales. Uno de ellos es que el agua necesaria para el

Morfología glacial

Fotografía del satélite orbital ERTS-1 desde una altura de 920 km, en el que aparecen los glaciares de la cordillera de Alaska, en forma de bandas curvadas azules, surgiendo de las elevaciones de un eje montañoso cubierto de nieve que se extiende desde el noreste hacia el suroeste en el centro de la fotografía. Las manchas blancas de la izquierda y derecha son nubes. Las líneas oscuras situadas a lo largo de una lengua glacial son morrenas centrales formadas por derrubios rocosos sobre la superficie del hielo. En algunos lugares se aprecia una distorsión de las morrenas debida a que los glaciares han experimentado un rápido descenso, que puede ser hasta de 1,2 m por hora. Estos glaciares de morrenas uniformes presentan un movimiento muy lento a lo largo de toda la lengua. El grupo de altos picos montañosos que aparecen en la parte superior central del área incluye el Monte McKinley, que es la máxima altitud de América del Norte. Esta es una fotografía en falso color, formada por la combinación de los datos de tres estrechas bandas espectrales, cada una de las cuales corresponde a un color primario. El área representada en la fotografía tiene una longitud de unos 105 km; el norte está en la parte superior. (NASA-EROS Data Center, Nl 81033210205A2.)

Los glaciares de Alaska

Lámina K. 1

Circos y horns de la elevada cordillera del Hindu Kush en Afganistán. Los glaciares ocupan los circos, mientras los valles glaciales permanecen vacíos. (Kenneth Boche.)

Desde un pico de la cordillera del Hindu Kush en Afganistán se aprecia un glaciar alpino cubierto de derrubios (izquierda) unido a un pequedo glaciar tributario (centro) con una superficie atravesada por profundos seracs. (Shelly Sack.)

Superficie de fusión del hielo en la zona baja de ablación del Glaciar Capps en las Montadas Wrangley de Alaska. El hombre que se observa en la fotografía está dentro del cauce de una corriente de fusión (Lynne Dozier.)

El Mar de Hielo de los Alpes franceses visto desde un teleférico. Este glaciar se ha reducido tanto en profundidad como en anchura si se compara con las dimensiones que poseía hace dos siglos. Una gran morrena lateral aparece en el margen izquierd.o del glaciar. (Paul W. Tappan.)

Lámina K.2

Glaciares alpinos

La ciudad francesa de Chamonix ocupa el fondo de un valle glacial de los Alpes. Los depósitos aluviales han formado el suelo llano del valle. (Paul W. Tappan.)

La superficie de este granito ha sido estriada y pulimentada por la acción de un glaciar alpino. (Mark A. M1'lton.)

El Lago Delta ocupa el suelo de un circo de la Cordillera del Grand Teton en Wyoming. Al fondo se aprecia una masa de materiales morrénicos que cubren las pequeñas características residuales originadas por el glaciar. (Mark A. Melton.)

Valle glacial en forma de U situado cerca de Rea Lodge en Monta!'ª {Estados Unidos). Los conos de derrubios se han formado a partir de los materiales de las paredes verticales de los valles. (Alan H. Strahler.)

Relieves glaciales

Lámina K.3

Profundas estrías glaciares en la caliza, Parque Nacional de la Isla de Kelley, lago Eire en los Estados Unidos. (Orlo E. Chllds.)

Un casquete de hielo del Pleistoceno labró este valle ahora ocupado por un lago en Maine, Estados Unidos. Más allá se aprecia el perfil redondeado del Monte Sargent. (Arthur N. Strahler.)

Estas estrias en la superficie pulida del mármol, cerca de West Rutland en Vermont (Estados Unidos) prueban la presencia de un casquete de hielo que cubría la zona norte de Nueva Inglaterra. (Orlo E. Childs.) Este esker situado al sur de Mlchigan (Estados Unidos) está siendo excavado para la ex�racclón de arena y grava. Los cantos gruesos son eliminados. (Orlo E. Chllds.)

Vistas de cerca, estas capas de arena y grava procedentes de un kame deltalco muestran una fina selección por el tamaño del grano. La curvatura de las capas .superiores muestra el movimiento de deposlclón. {Orlo E. Childs.)

Este ganado está paciendo en un kame glacial situado cerca de Gullford, al sur del estado de Nueva York. (Arthur N. Strahler.)

Lámina K.4

Relieves producidos por la Glaciación Continental

Cordillera de los Andes

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FIGURA 21.2 9. Perfil esquemático de la línea de nieve actual y del Pleistoceno en el momento de máxima glaciación. (Datos de R.F. Flint, 1957, Glacial and Pleistocene Geology, John Wiley and Sons, Nueva York, p. 47, figura 4 . 1 . )

elevado número de ciudades industriales de la zona se extrae de los lagos, abocando después en ellos grandes cantidades de desechos contaminantes.

El medto ambiente durante las épocas perlglacial y alpina La evidencia de la existencia de bajas temperaturas du­ rante las glaciaciones puede ser h:!llada tanto en la tierra como en el mar. Por una parte podemos observar la elevación de Ja línea límite de nieve, que representa el límite inferior de las acumulaciones de nieve que tienen Jugar a lo largo del año. La figura 2 1 .29 es un perfil meridional de las cordilleras del oeste de América del Norte y de los Andes desde los 65º lat. N hasta los 60º lat. S, que muestra la altitud de la línea límite de nieve actual comparada con Ja que se producía durante una glacia­ ción. Son líneas suaves, que presentan diferencias locales debidas a las distintas influencias que recibe cada zona. En Norteamérica la reducción fue de unos 1 .500 m, mien­ tras que en Jos Andes fue de unos 600 m. En Jos demás continentes encontraríamos líneas semejantes. Se consi­ dera que este hecho representa un descenso de la tempe­ ratura media anual entre 5 y T C. Este fenómeno debió estar acompañado de un descen­ so en todas las formas de vida estratificadas de acuerdo con la altitud. Este cambio hizo que las plantas y anima­ les tuvieran que emigrar hacia zonas más bajas, tanto en altitud como en latitud para permanecer en el mismo medio termal en el que se habían desarrollado hasta entonces. Durante el retroceso de los hielos el proceso fue el inverso a éste que hemos señalado. La extensión de los hielos hacia el sur llevó consigo una zona avanzada de clima semejante al que existe actualmente en las tierras costeras que bordean el cas­ quete de Groenlandia, en las islas árticas del norte de Canadá y a lo largo de la costa de Alaska. Esta zona se conoce con el nombre de periglacial, y presentaba un paisaje de tundra con áreas de suelo árido y otras áreas con cubierta vegetal de tipo tundra. El hielo del suelo originaba la aparición de cuñas de hielo y polígonos, mientras el espontáneo movimiento de los sedimentos empapados que se producía en verano originaba coladas de barro y lóbulos de solífluxión. Actualmente podemos encontrar estas formaciones del medio periglacial como formas residuales en los suelos y aluviones de l a zona que bordea el límite de los hielos. Otras zonas climáticas fueron desplazadas hacia el Ecuador, estableciéndose como áreas de temperaturas

Los lagos pluviales de la Gran Cuenca

bajas, al mismo tiempo que se desplazaba Ja circulación global atmosférica. La corriente del oeste extendió su área de influencia hacia latitudes más bajas, y el cinturón subtropical de altas presiones se desplazó hacia el Ecua­ dor. Con este movimiento Jos desiertos tropicales se tras­ ladaron hacia latitudes más bajas y pudieron producirse condiciones desérticas a 1 0º o 1 5º del Ecuador. Con la reducción de temperaturas parece probable que el des­ censo resultante de Ja humedad redujera las precipitacio­ nes por convección en el cinturón ecuatorial. Todas estas variaciones climáticas afectaron a los animales y plantas, que se vieron obligados a desplazarse para poder sobrevi ­ vir.

Los lagos pluviales de la Gran Cuenca Entre Jos fenómenos no glaciales asociados con las gla­ ciaciones del Cenozoico se encuentran los cambios en el balance del agua en las cuencas cerradas de la región de Basin and Range. Como se explicó en el capítulo 1 1 , en el tema de los lagos salados, esta zona presenta un exceso de Ja evaporación sobre la precipitación. Esta condición de aridez provoca la inexistencia de lagos en Ja mayoría de las cuencas o la existencia ocasional de lagos poco profundos en algunos casos, como el Gran Lago Salado de Utah y el lago de Ja Pirámide en Nevada, lagos de alta salinidad. El agua que alimenta estos lagos procede de corrientes que reciben la descarga de las montañas cerca­ nas cuando se produce un exceso de agua en las altas cumbres. Obviamente, existe un delicado equilibrio en­ tre la evaporación, el aporte de las corrientes y el agua existente en estas cuencas cerradas. Durante las glaciaciones, el balance de agua cambió en favor de pequeños aumentos de precipitaciones, y en consecuencia el agua ocupó mayor número de estas cuencas, originándose gran cantidad de lagos pluviales. La palabra "pluvial"sugiere el aumerito de precipitacio­ nes durante las glaciaciones como la causa que originó los lagos. Sin embargo, Ja evaporación también pudo haber sido menor, bajo un clima más frío. Sabemos que los glaciares alpinos de algunas cordilleras cercanas, ta­ les como las montañas de Wasatch y Sierra Nevada, sufrie­ ron importantes crecidas durante las glaciaciones, mos­ trando los efectos de una gran acumulación de hielo y Ja reducción de la ablación. La figura 2 1 .30 es un mapa de Jos lagos pluviales en el momento de máxima extensión del hielo durante Ja gla­ ciación Wisconsin. En total existen unos 1 20 lagos. Algu­ nos desaguan en otros y es posible que contuvieran agua

377

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FIGURA 21-30. Lagos pluviales del oeste de los Estados Unidos. Las líneas de puntos señalan los cauces de algunas corrientes. (Basado en un mapa de R.F. Flint, 1957, Glacial and Pleistocene Geology, ]ohn Wiley and Sons, Nueva York, p. 227, fig. 1 3 . 2 . )

dulce en algunas ocasiones. Los más grandes de ellos eran el lago Bonneville, ampliación del actual Gran Lago Salado de Utah. Este lago alcanzó una extensión de 52 .000 km2, aproximadamente la misma que el lago Mi­ chigan, y durante un cierto tiempo sus aguas iban hacia d norte a través del río Snake. Su máxima profundidad fue de 330 m. Las líneas de la costa del lago Bonneville pueden ser vistas actualmente a lo largo de las laderas de las montañas que encerraban el lago. La extensión y reducción, así como los cambios de salinidad de los lagos pluviales producen grandes varia­ ciones en las condiciones ambientales, lo cual afecta a los ecosistemas de las cuencas. Un destacado ejemplo de las adaptaciones a este medio cambiante es el caso de un pequeño pez del que se conocen unas veinte poblacio­ nes sobrevivientes en aislados lechos de corrientes de

378

primavera y en minúsculos estanques en el Valle de la Muerte en California. Esta cuenca tectónica, que está situada bajo el nivel del mar y es una de las áreas más calurosas de la tierra, estaba ocupada por el lago pluvial Manly (figura 2 1 .30) . Cuando el agua· de los lagos desa­ pareció, el pez fue obligado a permanecer en áreas aisla­ das. Su tolerancia a las enormes variaciones de tempera­ turas es extraordinaria. Las algas constituyen el alimento de estos peces.

Cambios en el nivel del mar durante las épocas glaciales Durante el período glacial del Cenozoico se ·produjeron importantes cambios en el nivel de los mares. Sabemos

Moifologfa glacial

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Diagrama esquemático del desarrollo de las terrazas aluviales durante las oscilaciones del nivel del mar, superpuestas a un ascenso general de la corteza. Los actuales depósitos pueden ser sólo fragmentos de éstos. (Según A.N. Strahler, Geología Física, Ediciones Omega, S.A., Barcelona, 1987, figura 1 8.40.)

FIGURA 2 1.31.

que el volumen del hielo de la Antártida es tal que, si se fundiera en unión con los demás hielos glaciales, se produciría un ascenso del nivel del mar de aproxima­ damente 60 m. Con este aumento amplias zonas costeras quedarían inundadas. Los grandes centros urbanos coste­ ros de Norteamérica y Europa desaparecerían, así como una amplia área dedicada a la agricultura. Por el otro lado, la formación de los casquetes de hielo necesitaría gran cantidad de agua de los océanos, lo cual produciría un descenso en el nivel de los mismos . Actual­ mente tenemos pruebas de los cambios del nivel del mar producidos durante la glaciación Wisconsin. Estas prue­ bas proceden de los materiales sedimentarios y orgánicos extraídos del suelo de la plataforma continental del Atlántico. Entre estos materiales se encuentran conchas y algas que se desarrollaron en hábitats cercanos a la super­ ficie del mar. La turba de las marismas también constituye un valioso indicador del nivel del mar. Las diferentes muestras tomadas del océano son fechadas por el método del radiocarbono. Comparando las profundidades actuales con las deriva­ das de esos análisis podemos dibujar la curva del nivel . del mar. Hace unos 35 .000 años el nivel del mar era semejante al actual, en el momento en que se produjo una pequeña recesión del hielo dentro de la glaciación Wisconsin. Cuando se produjo el último avance del hie­ lo, el nivel del mar descendió, alcanzando el punto más bajo (-60 a -80 m) hace 1 8 . 000 años. En esta época una amplia zona de la plataforma continental quedó al descu­ bierto y la línea de costa se encontraba entre 1 00 y 200 km al este de su actual posición. Restos de plantas terres­ tres muestran que esta plataforma tuvo una rica vegeta­ ción; los restos animales señalan que existían en ella animales terrestres tales como elefantes (mastodontes y mamuts ) . Hay que considerar que el clima en esta época no fue tan severo como podría suponerse, siendo muy parecido al actual clima de las tierras subárticas de Cana­ dá y a veces incluso muy semejante al de Nueva Inglate­ rra en la actualidad. El descenso del nivel del mar durante las glaciaciones tuvo consecuencias en los ríos. Las desembocaduras de esos ríos se alargaron para alcanzar la costa, ahora más lejana. El descenso del nivel de base del río hizo que tuvieran que excavar sus cauces en la plataforma conti­ nental. Esta excavación de los valles se extendió corrien­ te arriba en lo que era entonces la tierra firme continen­ tal . Cuando ascendió el nivel del mar, estos mismos ríos tuvieron que rellenar de nuevo sus valles con aluviones. Estos hechos se repitieron alternativamente en cada gla­ ciación e interglaciación, a lo cual se añadió otro efecto,

Los casquetes de hielo y el levantamiento de la corteza

el ascenso gradual de la corteza terrestre. La combina­ ción de estos fenómenos se muestra esquemáticamente en la figura 2 1 .3 1 . Como resultado de las sucesivas etapas de erosión y deposición se formaron una serie de terrazas aluviales escalonadas. Hay que destacar que este diagra­ ma es una idealización y que no se encuentra en ningún lugar una sucesión tan clara de terrazas. Sin embargo, los grandes ríos que desembocan en las costas atlánticas de Norteamérica muestran al menos un desarrollo parcial de terrazas de este tipo. (La erosión y deposición en las cabeceras cercanas a los bordes del hielo presentan ca­ racterísticas diferentes, como se explicó en el capítu­ lo 1 6 . )

Los casquetes de hielo el l.evantamiento de la corteza

y

El sustrato rocoso que se encuentra bajo Groenlandia y la Antártida ha sido hundido por el peso de los casquetes de hielo. En realidad, algunas partes de la corteza conti­ nental se encuentran bajo el nivel del mar. Podemos suponer que este mismo hundimiento se produjo bajo los casquetes del Pleistoceno. Si sucedió así, la desaparición de los hielos provocaría el efecto contrario, un ascen­ so de la corteza denominado levantamiento posglacial. Existen excelentes pruebas de este levantamiento de la corteza en Europa y Norteamérica. En muchos puntos de la Península Escandinava y Finlandia existen antiguas áreas costeras que hoy se encuentran a gran altura sobre el nivel del mar actual. Las marcas de estas elevadas líneas de costa pueden ser datadas a través de varios sistemas, como el del radiocarbono. De esta forma puede saberse cuál fue el levantamiento de la corteza en el período posglacial. Medidas precisas realizadas en algu­ ' nos puntos de referencia muestran que el levantamiento aún continúa. La figura 2 1 .32 es un mapa de la región báltica en el que se indican las líneas que presentan el mismo índice de elevación. Los mayores levantamientos se producen en el límite norte del Golfo de Botnia, donde el ascenso es de aproximadamente 1 m cada siglo. Este hecho no es de extrañar ya que es la localización aproximada del centro del Casquete Escandinavo y, por tanto, el lugar donde el hielo alcanzó su máximo espesor (compárese con la figura 2 1 . 16) . En América del Norte el levantamiento posglacial de la corteza se aprecia claramente en la sucesión de líneas de playa que bordean la costa de la Bahía de Hudson y del océano Glacial Ártico (figura 2 1 .33) . Cada una de estas líneas está formada por cantos rodados reorganizados ¡:-or

379



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El ritmo actual de levantamiento de la región báltica se indica por líneas que señalan las zonas en las que el levantamiento por siglo es el mismo. (Basado en los datos de B. Gutenberg en A. Jacobs, R.O. Russell y ].T. Wilson, 1959, Physics and Geology, Nueva York, McGraw-Hill, p. 98, figura 4 - 5 . Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2' ed., Harper and Row, Publishers, figura 2 5 . 1 7 . Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA 21.32.

las olas en diques bajos paralelos a la línea del agua. El Casquete Laurentino, que estaba centrado sobre la Bahía de Hudson, desapareció hace unos 6 .000 a 8.000 años. E n este área la corteza ha ascendido de 70 a 1 00 m desde que el hielo desapareció, con un ascenso medio del orden de 1 m por siglo. Como puede comprobarse, este levantamiento es semejante al de la región báltica.

Causas de las glaciaciones Pocos problemas geológicos han sido tan difíciles de resolver como la causa de las glaciaciones. A pesar de los grandes avances científicos en muchas áreas de las cien­ cias de la tierra y del aumento de nuestro conocimiento de cómo la tierra evoluciona a través de la tectónica de placas, se mantiene el debate sobre las causa de las glaciaciones. Podemos aproximarnos a este problema en dos niveles diferentes. Por un lado está el conjunto de condiciones que parecen haber favorecido el comienzo y la duración de una época glacial -la alternancia del crecimiento y desaparición de grandes casquetes de hie­ lo sobre los continentes durante un período de tiempo de dos o tres millones de años. En esta visión amplia del problema, necesitamos tener en cuenta las antiguas épo­ cas glaciales, tal como la glaciación paleozoica, muy bien documentada en el continente de Gondwana. E l segundo nivel es el de las causas inmediatas que son responsables de provocar una glaciación en un momento determinado,

380

Las líneas de costa sobreelevadas bordean la costa actual de la Bahía de Hudson. La nieve se acumula en las depresiones que existen entre las l íneas. (Canadian Government Dep11rtment of Energy, Mines and Resources; Nacional Air Photo Library. )

FIGURA 21.33.

de originar la reces10n glacial, y de que este ciclo se repita. Los interrogantes son los siguientes: ¿por qué existen estos ciclos alternativos de glaciaciones y recesio­ nes glaciales? ¿Cuál es el sistema que controla la dura­ ción de estos ciclos? ¿Cuáles son las causas que los provo­ can? Cuando contestemos a estas preguntas tendremos que considerar muchos mecanismos diferentes y factores favorables que actúan conjuntamente para producir una glaciación. E l estudio de las causas y factores relaciona­ dos con las glaciaciones necesita un buen conocimiento de las ciencias atmosférica y oceánica. Esto se debe a que los cambios climáticos son la clave para la comprensión de los ciclos glaciales.

Causas fu:ndamentales de una época glacial Existen cuatro factores fundamentales que pueden causar una época glacial de dos o tres millones de años de duración: ( 1 ) Una posición favorable de los continentes con respecto a las regiones polares. (2) Un descenso del nivel de los océanos acompañado de un levantamiento continental. (3) Un período de intensa actividad volcáni­ ca. (4) Un período de disminución de la intensidad de la energía solar que alcanza la tierra. De estos cuatro factores, los tres primeros son de natu­ raleza geológica. Durante una parte del Paleozoico, el subcontinente de Gondwana estuvo cubierto por un gran casquete de hielo. El continente estaba situado en latitu-

Moifologfa glacial

des polares e incluía el Polo Sur. Los datos del paleomag­ netismo confirman el lento desplazamiento de Gondwa­ na hacia la región polar. Durante el período Silúrico se produjo una glaciación en el oeste de África, cuando el Polo estaba situado en este área. Durante el Paleozoico, el Polo se situaba sobre lo que constituía el núcleo continental de África del Sur, el sur de Sudamérica, la Antártida, la India y Australia. Esta época glacial terminó cuando la ruptura de Gondwana fue seguida por el movi­ miento de la mayoría de sus fragmentos hacia latitudes más bajas. Únicamente la Antártida permaneció en la posición polar. Véase ahora el mapa A de figura 1 3 .27, donde aparece la región del Polo Norte durante el Paleo­ zoico. En el Pérmico sólo la parte norte del continente euroasiático se encontraba en la zona polar. Como las placas continentales se separaban y la cuenca atlántica se abría, América del Norte se movía hacia el oeste y hacia el Polo en dirección opuesta a Eurasia, mientras Groenlan­ dia se situaba entre América del Norte y Europa. E l efecto de estos movimientos de las placas fue la localización de una gran masa de tierras en una alta latitud y la delimita­ ción de un océano polar entre esas tierras. Las razones por las que una gran área de tierra situada en una alta latitud favorece el comienzo de u na glacia­ ción es bastante simple. E n primer lugar, las masas de tierra en las que pueden desarrollarse los casquetes de hielo se localizan en una zona de clima frío donde las precipitaciones en forma de nieve excedan ampliamente a la ablación. En segundo lugar, y quizás menos obvio, la presencia de las masas de tierra bloquea las corrientes oceánicas calientes que se dirigen hacia el Polo, y que, de otra manera, harían que el clima polar fuera relativa­ mente templado. Actualmente, el mar polar (océano Gla­ cial Ártico) está conectado con los océanos Atlántico y Pacífico a través de pequeños estrechos. El océano polar, con su cubierta continua de hielo marino, tiene un clima frío que se extiende por las franjas costeras. En resumen, la causa más importante de una glaciación es un hecho . geológico- la llegada de una gran masa continental a una posición polar. Sin embargo, existió un largo período de tiempo entre el momento en el que estas masas rodearon el Polo Norte y los primeros casquetes comenzaron a formarse . Es obvio que existen otros factores que influ­ yen en el crecimiento de los casquetes glaciales. El segundo factor en nuestra lista es un descenso de los mares respecto a los márgenes continentales. Durante el Cretácico tardío -cerca del final de la Era Mesozoica­ los mares continentales poco profundos eran muy abun­ dantes. Sin embargo, durante el Mioceno los mares se alejaron de los límites continentales. Este descenso rela­ tivo del nivel del mar con respecto a los continentes se atribuye normalmente a un ascenso general de la corteza terrestre . Este descenso del nivel de los océanos puede haber sido originado por un aumento en la profundidad media de las cuencas oceánicas, como consecuencia de la disminución del crecimiento del suelo marino que siguió al gran aumento que se había producido durante el período Cretácico. ¿Por qué un descenso relativo del nivel del mar y una reducción de la superficie del agua del océano pueden ser la causa de una glaciación? La respuesta no es sencilla debido a que están involucrados muchos efectos diferen­ tes. Las grandes masas continentales tienden a tener in­ viernos más fríos (y veranos más cálidos) que las zonas oceánicas en la mb1na latitud. Un aumento de la altura de un continente tiende a producir una disminución de

Causas fundamentales de una época glacial

la temperatura media cerca de la superficie del suelo, pero el levantamiento del interior de los continentes debió ser demasiado pequeño para producir estas conse­ cuencias. Algunos geólogos han afirmado que un aumento de la actividad volcánica y tectónica durante el Cenozoico ori­ ginó la formación de elevadas cordilleras montañosas capaces de recibir grandes cantidades de nieve, lo cual hizo posible el crecimiento de los primeros núcleos de hielo. Otros consideran que la continua subducción de las placas durante los tiempos geológicos originó la existencia de altas cadenas montañosas en los márgenes continentales activos más o menos continuamente en uno u otro lugar. Por lo tanto, el crecimiento de monta­ ñas alpinas y cadenas de volcanes no contituye una causa de las glaciaciones continentales. Nuestro tercer factor, también geológico, es el aumen­ to de la intensidad de la actividad volcánica durante un prolongado período de tiempo. La relación entre la acti­ vidad volcánica y las glaciaciones se encuentra en la emisión de grandes cantidades de polvo volcánico extre­ madamente fino durante las erupciones volcánicas explo­ sivas, particularmente la erupción de volcanes compues­ tos y las explosiones de las calderas. E l polvo alcanza rápidamente la atmósfera superior y se extiende a lo largo de todo el globo en un período de varios meses o un año a partir de la erupción. Las partículas de polvo originarán un cambio climático que puede tener un alcance global. Después de la erupción del volcán Krakatoa en 1 883, un velo de polvo volcánico se formó en la estratosfera, extendiéndose hacia las altas latitudes. En Europa y Nor­ teamérica, el polvo dio lugar a una serie de extremada­ mente brillantes puestas de sol y atrajo grandemente la atención. Los observatorios solares registraron un descen­ so del 20 % de la intensidad de la energía solar que alcanza la superficie de la tierra en el primer año des­ pués de la explosión. Para cada uno de los siguientes tres años la reducción fue de un 1 0 %. Con el tiempo, la mayoría del polvo de la baja atmósfera y el efecto de bloqueo desaparecieron. Algunos científicos afirman que el efecto climático originado por un velo de polvo estra­ tosférico puede ser causa de un enfriamiento de la tem­ peratura media atmosférica cerca de la superficie de la tierra. Si aceptamos esta afirmación, tendremos que exa­ minar la intensidad de la actividad volcánica antes y durante la época glacial del Cenozoico. Podemos analizar la actividad volcánica pasada a través del estudio de los sedimentos marinos. Una gran erup­ ción volcánica aparece como una delgada capa de ceniza volcánica formada por diminutos cristales volcánicos. Po­ demos obtener alguna indicación de la intensidad gene­ ral de la actividad volcánica a través de la determinación del número de capas de ceniza por miles de años. Algu­ nos investigadores señalan la existencia de un enorme aumento de la actividad volcánica durante el Pleistoceno. E l estudio de los sedimentos marinos conduce a la con­ clusión de que la actividad volcánica durante el Pleisto­ ceno fue cuatro veces mayor que el promedio para los 20 millones de años de los sedimentos. Existió también un nivel moderadamente alto de la actividad volcánica en el Plioceno Medio y una serie de pequeños ascensos duran­ te el Mioceno. Estos y otros hechos que relacionan la actividad volcánica con la causa de las glaciaciones han sido muy discutidos por otros científicos. Nuestra cuarta posible causa de una glaciación se en­ cuentra en el campo de la astronomía y nos referiremos a

381

ella muy brevemente. Esta hipótesis se basa en que nues­ tro sol, al moverse a través del espacio conjuntamente con toda Ja Vía Láctea, atraviesa ocasionalmente una nube de frío polvo interestelar. Cuando las partículas de polvo se acercan al sol se calientan y aumentan su luminosidad. De esta forma, la energía solar aumenta, durante un cierto tiempo. Como consecuencia se produce un aumento de la energía que l lega a la atmósfera terrestre, Ja cual pue­ de proporcionar un exceso de precipitación, necesario para que se formen los casquetes glaciales. Sin embargo, por otro lado, el aumento de Ja entrada de energía solar aumentaría la temperatura media del aire produciendo el efecto contrari o .

Causas de las glaciaciones recesiones glaciales

y

Ahora analizaremos los mecanismos responsables de los ciclos sucesivos de glaciaciones y recesiones glaciales que se han producido muchas veces, quizá más de 20 o 30. El descenso general de las temperaturas del aire durante el Cenozoico está muy bien documentada. Este enfriamiento es el resultado de uno o varios de los facto­ res que hemos analizado anteriormente. Como ya hemos visto, la reducción de las temperaturas durante las glacia­ ciones se registra en los continentes en un descenso de la l ínea de nieve. Y, como también hemos podido com­ probar, este descenso se aprecia en el fondo del mar. Existen varias hipótesis sobre los ciclos de las glacia­ ciones. Algunas de ellas, frecuentemente debatidas son: ( 1 ) La existencia de estall idos de actividad volcánica. (2) El control a través de Jos ciclos astronómicos de Ja incli­ nación de la tierra y de su movimiento orbital. ( 3 ) E l control a través d e cambios e n la cubierta d e hielo mari­ no ártico. (4) Cambios en el albedo de las superficies de la tierra y el mar, debido a la presencia o ausencia de Ja cubierta de nieve. El principio de la primera hipótesis es e l mismo que el considerado en el efecto de la actividad volcánica sobre Ja temperatura global del aire. Algunos investigadores han intentado relacionar los momentos en que se produ­ cía un aumento de Ja actividad volcánica con el comieñzo conocido de una glaciación. La validez de tal correlación ha sido puesta en duda. Existe una gran discusión en tomo a la aceptación de

los elementos astronómicos como los que controlan los ciclos de las glaciaciones, a pesar de que esta idea ha sido desacreditada por prestigiosos científicos. La hipóte­ sis astronómica, como se Ja denomina comúnmente, ha sido examinada desde hace 40 años. Se basa en los movi­ mientos de la tierra en su órbita alrededor del sol. Estos hechos están bien establecidos por observaciones astro­ nómicas y no son objeto de discusión. Los dos factores que intervienen en nuestro caso son: ( 1) Ja distancia variable entre la tierra y el sol; (2) el ángulo variable de Ja inclinación del eje de rotación de la tierra. En cuanto al primer factor, la distancia que separa la tierra del sol en el solsticio de verano ( 2 1 de junio) presenta una varia­ ción cíclica. La duración de un ciclo es de 2 1 .000 años, durante los cuales Ja distancia entre el sol y la luna puede variar del 1 al 5 % por encima o debajo de la distancia media. La inclinación del eje, que actualmente es de 23 1/2', presenta un ciclo de 40 .000 años, en el que puede oscilar, como mucho, ent1 e 22' y 24'. Si tomamos cual­ quier punto de la tierra, ror ejemplo a 65' de latitud, podemos calcular el ciclo total de cambio de la cantidad de energía solar recib:da el 21 de junio. Este ciclo de variación de Ja radiación solar combina los dos ciclos de cambio de Ja distancia tierra-sol y de cambio del eje de la tierra. La figura 2 1 . 34 es un gráfico que muestra los cambios cíclicos en la insolación diaria del verano a 65' lat. N . Este gráfico se denomina curva de Milankovitch, por el astrónomo que calculó estas variaciones y las pu· blicó en 1938; este investigador sugirió que estos ciclos de insolación controlaban los ciclos glaciales. En su for­ ma más simple, la hipótesis de Milankovitch señala que una glaciación en er hemisferio Norte debería coincidir con cada valor inferior de la curva de insolación, mientras que los períodos interglaciales coincidirán con cada uno de los valores superiores. En realidad, las glaciaciones presentan un retraso y se situarían entre una cresta y un valle de Ja curva. Las mayores variaciones en un ciclo representan una diferencia de un 5 % en el volumen total de Ja insolación diaria en una latitud determinada. La capacidad que tiene esta variación para producir el ciclo glacial es un tema continuamente debatido. La curva de Milankovitch fue tomada de nuevo a me­ diados de Jos años sesenta por el geoquímico Wallace S. Broecker y sus colaboradores del Lamont-Doherty Geolo­ gical Observatory de la Universidad de Columbia. Estos

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Moifología glacial

investigadores señalaron que los valores máximos repre­ sentan un ciclo medio de 80.000 a 90.000 años. Cada vértice máximo parece estar asociado a una rápida rece­ sión glacial. Durante los largos períodos intermedios de menor insolación, los casquetes de hielo crecerían. De esta forma, establecieron correlaciones entre los ciclos de la insolación y de los cambios del nivel del mar y de la proporción de los isótopos de oxígeno desde hace 140.000 años. Como podría esperarse, las ideas de Broec­ ker han encontrado partidarios y detractores. Hace unos diez años, la hipótesis de la insolación basada en la curva de Milankovitch fue reavivada por un grupo de científicos que trabajaban sobre los cambios globales del clima y sus causas. Utilizando la proporción de los isótopos de. oxígeno y los porcentajes de microor­ ganismos en los sedimentos marinos, estos científicos encontraron correlaciones entre los cambios climáticos y los ciclos de insolación. Tan impresionante encontraron su descubrimiento que afirmaban que era realmente cier­ to que el ciclo de la insolación era responsable de las glaciaciones e interglaciaciones. Por supuesto, sus ideas han sido duramente discutidas y sus oponentes declaran con igual decisión que no pueden deducirse tales rela­ ciones de sus datos. En cualquier caso, el mecanismo por medio del cual los cambios de la insolación originan el crecimiento o desaparición de los casquetes glaciales permanece sin descubrir. Es posible que el Casquete Glacial Antártico actúe como un mecanismo intermedio de control de las glaciaciones en el hemisferio Norte. Se ha sugerido que un ciclo cálido en el hemisferio Sur separó una parte del Casquete Antártico, que se deslizó en forma de u na plata­ forma de hielo. El cambio climático inducido por esta región de hielo flotante provocaría el crecimiento de casquetes de hielo en el hemisferio Norte, que estaría sometido simultáneamente a un período de reducción de la insolación. Acabamos este estudio de las causas de las épocas ' glaciales sin mencionar una serie de interesantes hipóte­ sis. Todo e_! tema es demasiado complejo para compren­ derlo por completo. Las interacciones entre la atmósfera, los océanos y las superficies continentales ( incluyendo los casquetes glaciales) son muy numerosos. Los cambios que se producen en uno de los reinos afectan a los otros de forma muy compleja.

Ciclos climáticos del Holoceno El período de tiempo de aproximadamente 1 0 .000 años desde el final de la glaciación Wisconsin hasta hoy forma la Época Holocena, que comenzó con el rápido aumento de las temperaturas de la superficie del océano. Las zonas climáticas continentales se desplazaron rápidamente ha­ cia los polos. Los procesos de formación del suelo co­ menzaron a actuar sobre los depósitos glaciales en las latitudes medias. Las plantas reaparecieron en las áreas glaciales en una sucesión de estadios climáticos. El pri­ mero de ellos se conoce con el nombre de estadio bo­ real. El término boreal se refiere a la actual región subár­ tica donde la vegetación dominante está compuesta por bosques de coníferas. La evolución del clima y la vegeta­ ción a lo largo del Holoceno ha sido estudiada a través del análisis de las esporas y el polen encontrados en capas ordenadas desde la base hacia arriba en los panta­ nos posglaciales. Las plantas pueden ser identificadas y sus edades determinadas. El árbol dominante era la pí-

Ciclos climáticos del Holoceno

cea. La interpretación de los pólenes indica que el esta­ dio boreal en las latitudes medias tuvo una vegetación similar a la que encontramos actualmente en la región del bosque boreal. El calentamiento del clima continuó hasta alcanzarse el estadio atlántico hace 8.000 años. Este estadio, que tuvo una duración de unos 3 .000 años, tenía unas tempe­ raturas medias del aire algo más altas que las actuales, quizás unos 2 , 5 ' C más altas. Se trata de un período de óptimo climático para las latitudes medias de Norteamé­ rica y Europa. Siguió un período de temperaturas medias más bajas, denominado estadio subboreal, en el cual los glaciares alpinos avanzaron de nuevo. En este período que se extendió desde los -5 .000 a los -2.000 años, el nivel del mar volvió a una posición semejante al actual, completando el hundimiento de las zonas costeras del presente. Los pasados 2 .000 años, desde la ápoca de Cristo hasta el presente, presentan ciclos climáticos a una escala me­ nor que los que hemos descrito como estadios climáticos del Holoceno . El refinamiento en los detalles de las fluctuaciones climáticas es una consecuencia de la dispo­ nibilidad de datos históricos y de mayores pruebas. Un óptimo climático secundario se produjo en el período comprendido entre los 1 .000 a los 1 . 200 de nuestra era. Esta época cálida fue seguida por la pequeña Edad del Hielo ( 1 .450 a 1 .850 de nuestra era) . Durante esta época los glaciares de val l e se fueron desplazando hacia ni­ veles más bajos. Durante este proceso, el hielo destru­ yó bosques cercanos y dejó la marca de su máxima ex­ tensión. Una prueba de las fluctuaciones climáticas que se pro­ dujeron durante la glaciación Wisconsin y la época Holo­ cena se obtiene a partir de la proporción de los isótopos de oxígeno en las capas de hielo de los casquetes de Groenlandia y la Antártida. La temperatura del aire en el momento de la formación del hielo influye en la propor­ ción 0 1 8/016- Un descenso de la temperatura del aire produce una reducción de la proporción de 0 1 8 en las moléculas de hielo. En consecuencia, una capa de nieve o hielo es un registro permanente de la temperatura atmosférica existente durante el año en que se formó . No es posible asignar un valor específico de temperaturas a una proporción particular de los isótopos, pero las fluc­ tuaciones de temperatura desde períodos cálidos a fríos y viceversa pueden ser claramente determinadas a partir de muestras tomadas a intervalos en el hielo. Las figuras 2 1 .35 y 2 1 .36 muestran los d¡uos proporcio­ nados por una muestra de hielo del Casquete de Groen­ landia. La figura 2 1 .35 recoge un período de 1 1 0 .000 años, incluyendo la glaciación Wisconsin y la última par­ te del período interglacial Sangamon. El diagrama de la izquierda muestra la cantidad relativa de 0 1 8 presente en cada fracción de la muestra de hielo. Las partes del diagrama que se desplazan hacia la izquierda indican bajas temperaturas atmosféricas; las que se desplazan hacia la derecha muestran las temperaturas altas. El dia­ grama de la derecha indica la distancia relativa del avan­ ce y recesión del frente del hielo en el área de los Grandes Lagos. Al final de la glaciación Wisconsin, la proporción de los isótopos presenta una repentina incli­ nación hacia el lado cálido, revelando un rápido inicio de la recesión de los hielos. A lo largo del Holoceno, las temperaturas permanecen en el lado cálido, pero con muchas pequeñas fluctuaciones. La figura 2 1 .36 muestra los datos de los pasados 800

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Proporción de los isótopos de oxígeno (izquierda) medida a partir de las muestras del Casquete Glacial de Groenlandia, comparada con los avances y retrocesos del hielo en el área de los Grandes Lagos (derecha) . ( Datos de W. Daansgaard y otros, 1969, Science, vol. 1 66, p. 380, figura 5 ) .

FIGURA 2 1 .35 .

años, a partir del año 1 200 d e nuestra era. S e aprecian los cortos ciclos de cambios de temperatura para el período de la época Holocena con importante documentación histórica. A la izquierda aparece una línea de curvas suaves obtenidas por el procedimiento matemático cono· cido como análisis Fourier. Se aprecia que Ja curva mues· tra una tendencia cálida durante la primera mitad del presente siglo, que se atribuye a un aumento del dióxido de carbono procedente de la combustión de los carbu­ rantes (véase la figura 5 . 22) . A partir de 1 940 existe una tendencia al enfriamiento bastante clara del hemisferio Norte. Si observamos los siglos anteriores, encontramos una serie de ciclos de la variación de temperatura de la mis ma duración aproximada que las ú ltimas variaciones. Fourier distinguió períodos de 78 a 1 8 1 años a través del análisis de Jos isótopos. Un aspecto importante es que las fluctuaciones de Ja temperatura del aire durante los pasa· dos 800 años son del mismo orden de magnitud que los que observamos en nuestro siglo. E n otras palabras, las tendencias recientes de calentamiento y enfriamiento se encuentran dentro de la oscilación normal encontrada en este análisis. Algunos científicos han interpretado como cambios inducidos por el Hombre en Ja temperatura atmosférica hechos que, en realidad, son producidos por variaciones en el balance de Ja radiación terrestre.

El Hombre y las glaciaciones En el capítulo 5 estudiamos las conflictivas predicciones acerca del papel del Hombre como causa de un cambio

384

1200 - 29

- 30

- 28

800

Medidas del 01a (partes por mil) FIGURA 2 1 .36. Variaciones en la proporción de los isótopos de oxígeno en un núcleo de hielo del Casquete Glacial de Groenlandia durant� los últimos 800 años. (Según S.J. Johnson, oscilaciones climáticas 1 200- 2000 de nuestra era. Tomado de Nature, vol. 227, n.0 5257, p. 483. Copyright 1 970 MacMillan )ournals Limited.)

climático global. Los cicios de las glaciaciones demues· tran e l poder de las fuerzas de Ja naturaleza para provocar drásticos cambios de un clima frío a uno cálido. Los ciclos climáticos del Holoceno se produjeron por causas naturales. Sólo después de la Revolución Industrial pode· mos reconocer posibles víncu los entre los cambios en la temperatura dei aire y la combustión de hidrocarburos a gran escala. Existe un acuerdo general en que el aumento del dióxido de carbono tiende a originar un ascenso en las temperaturas medias y que el aumento de polvo in· dustrial en la atmósfera tiende a provocar un descenso de las temperaturas cerca de la superficie de Ja tierra. Sin embargo, no podemos considerar que los cambios obser­ vados en las temperaturas son sólo parte de un ciclo natural o son sólo la consecuencia del impacto de Ja sociedad industrial. Sea como sea, el comienzo de otra glaciación es un tema que continuará siendo debatido.

Los relieves y el Hombre Estos siete capítulos que ahora terminamos han analizado Jos procesos geomorfológicos que actúan en la superficie de los continentes. La gran variedad y complejidad de relieves que hemos descrito no dificulta la comprensión de cada agente de denudación por separado. Los relieves producidos por Jos glaciares, olas y viento están localiza·

Morfología glacial

dos en medios característicos -regiones alpinas y árticas, líneas costeras y regiones secas respectivamente. Los re­ lieves producidos por la denudación fluvial son los más extendidos y complejos en el paisaje continental . La ac­ ción fluvial integra la meteorización, destrucción de ver­ tientes y procesos fluviales en un complejo sistema de denudación que responde a los controles del clima. La influencia del Hombre sobre los relieves es más acusada sobre las superficies de la denudación fluvial

Los relieves y el Hombre

debido a los grandes cambios introducidos por la agricu l­ tura y la urbanización. Los paisajes formados por el viento y por las olas y corrientes también son muy sensibles a los cambios introducidos por la actividad humana. Sólo los glaciares mantienen su integridad y son los menos afectados por la actividad humana. Q uizás este ú ltimo reino de la superioridad de la Naturaleza desaparecerá al final como consecuencia de los cambios climáticos indu­ cidos por el Hombre .

385

CAPÍTULO

22

Los procesos de formación del suelo

El suelo es el corazón de la capa viva que se desarrolla sobre los continentes. Es el lugar donde se producen y se retienen los nutrientes de las plantas. Tal como ya desta­ camos en el capítulo 10, el suelo también retiene y almacena el agua que utilizan las plantas. En el capítulo 9 explicamos que el gran papel del clima era el de variar e l aporte d e agua y calor que s e recibe en el suelo. Esta misma energía calorífica y este agua son los responsables del desmenuzamiento y de las alteraciones químicas que se dan en la roca, las cuales aportan la materia mineral al suelo (capítulo 12) y que es la fuente de gran parte de los nutrientes que obtienen las plantas para vivir. Pero el clima en su actuación sobre la roca no puede hacer por sí solo un suelo capaz de albergar una rica cobertura vegetal. Las plantas por sí mismas, junto con otras formas diferentes de vida animal, juegan un impor­ tante papel en la determinación de las cualidades de una capa edáfica en particular. Estas características se han desarrollado a lo largo de siglos por interacción de los procesos orgánicos con los procesos físicos y químicos del suelo. Los primeros incluyen en su ámbito la síntesis de los componentes orgánicos, los cuales serán añadidos, en último término al suelo. Las plantas utilizan los nu-. trientes minerales para construir su complejo orgánico de moléculas. Con la muerte de los tejidos vegetales estos nutrientes serán de nuevo liberados y agregados al suelo, donde serán otra vez utilizados por las plantas vivas. El concepto de ciclo de los nutrientes surgirá de nuevo en el capítulo 24 como una de las claves para comprender el desarrollo del suelo.

La dinámica del suelo El suelo se constituye como una capa dinámica, en e l sentido d e que una gran cantidad d e complejas reaccio­ nes fisicoquímicas se llevan a cabo simultáneamente en su interior. Puesto que las condiciones climáticas y la cobertura vegetal varían enormemente de un lugar a otro del planeta, los efectos combinados de ambos en la acti­ vidad de formación del suelo se expresarán directamente en los diferentes ámbitos. Cualquier persona puede ob-

386

servar que el suelo gris pálido que mantiene un bosque de píceas en Maine, es completamente diferente en cuan­ to a composición y estructura del suelo pardo oscuro de las praderas agrícolas de lowa. No obstante en cada una de estas localidades, el suelo ha alcanzado unas caracte­ rísticas físicas y químicas relacionadas con los mecanis: mos de control del clima y los procesos de formación del suelo predominantes en tales lugares. El geógrafo está interesado profundamente por las di­ ferencias entre los suelos de los diversos lugares. La capacidad de un determinado tipo de suelo para producir alimento a partir de los cultivos, define claramente qué áreas del globo mantienen la mayor parte del contingen­ te poblacional humano. A pesar de los cambios en la distribución de la población que últimamente se han producido gracias a la tecnología y a la industrialización, la mayor parte de los habitantes del planeta viven todavía sobre suelos que les suministran alimentos. Por otra par­ te, muchos de ellos mueren porque el mismo suelo no aporta una dieta adecuada para todo aquel que lo re­ quiere. Las substancias del suelo se pueden hallar en sus tres estados -sólido, líquido y gaseoso-. La porción sólida está compuesta tanto por substancias orgánicas como inorgánicas (minerales) . La porción líquida presente en el suelo consiste en una compleja solución susceptible de provocar numerosas e importantes reacciones quími­ cas. Los gases que se encuentran en los poros abiertos del suelo no sólo están formados por gases atmosféricos, sino también por aquellos que son liberados a partir de la actividad biológica y las reacciones químicas que en él se desarrollan. La ciencia del suelo, conocida también como pedología o edafología es obviamente un amplio y com­ plejo cuerpo de conocimientos. Nosotros no haremos más que cubrir unos pocos aspectos, de entre los más importantes de esta ciencia.

La naturaleza del suelo Hasta ahora hemos ido utilizando la palabra "suelo" sin darle una definición precisa. Suelo, como término utiliza-

Los procesos de formación del suelo

do en pedología, es una capa superficial natural que contiene en su seno materia viva y que mantiene o es capaz de mantener una cubierta vegetal. Las substancias del suelo incluyen tanto la materia orgánica como la inorgánica (mineral) y posteriormente, tanto materia viva como muerta. La materia viva del suelo está constituida no solamente por las raíces vegetales, sino también por diferentes tipos de organismos, incluyendo entre ellos a los microorganismos. Su límite superior es el aire atmos­ férico, o bien las capas de aguas poco profundas. Sus límites horizontales pueden ser aguas profundas o las regiones carentes de vegetación, tanto por el exceso de roca o por la permanencia del hielo. El límite inferior del suelo es a menudo difícil de definir en términos sencillos y precisos. El no-suelo por debajo del suelo puede ser el lecho rocoso o cualquier forma de regalito y sedimentos desprovistos de raíces vivas y de otros signos que indiquen cualquier actividad biológica. Por el contrario, el suelo muestra evidentes señales de este tipo de actividad. Los suelos muestran normalmente diversos horizontes, que son diversas capas horizontales separadas entre sí mediante diferencias en su composición física o química, contenido orgánico, estructura, o una combinación ex­ clusiva de todas estas propiedades. Los horizontes se desarrollan por interacciones, en el tiempo, del clima, los organismos vivos y la configuración de la superficie te­ rrestre (relieve). La palabra "suelo" es utilizada por los ingenieros civi­ les y los geólogos para dar a entender cualquier capa superficial de material mineral no consolidada y de me­ nor resistencia si la comparamos con el lecho rocoso, fuerte y duro. Nuestra definición excluye cualquier otra forma de formación superficial que no mantiene el creci­ miento de los vegetales. Aunque muchas clases de suelos -aquellos que pre­ sentan horizontes- requieren un largo período de tiem­ po para desarrollarse, una capa capaz de mantener una vida vegetal puede comenzar a existir muy rápidamente. Un ejemplo de ello lo constituye una acumulación de aluvión en el lecho de inundación de un río. En estos ámbitos la materia madre puede incluir en su seno mate­ ria orgánica y nutrientes formados en cualquier otra parte y que han sido transportados por el río hasta la nueva localización. Generalmente, el material parental bruto en un suelo con horizontes necesita de uno o dos siglos, al menos, para formarse. El tiempo necesario por un suelo para alcanzar el estado de equilibrio con el medio se estima normalmente en cientos de años.

Concepto de Pedon



La moderna ciencia del suelo utiliza el concepto de polípedon, que es la unidad más pequeña y característica del suelo de un área dada. A un polípedon se le asignan un conjunto de propiedades únicas y singulares, y que difieren de aquellas que corresponden a polípedons ad­ yacentes. El polípedon está concebido en términos de espacio geométrico, como el conjunto de pedons. Un pedon es una columna de suelo cuya profundidad viene *A lo largo de este capítulo y del siguiente, m¡merosas etapas y frases han sido extraídas pala bra por pala bra de la siguiente fuente bibliográ­ fica: Soil Survey Staff

(1975)

Soil Taxonomy. Soil Conservation Service,

U.S. Department of Agriculture, Agriculture Handbook n. 436, Govern­ ment Printing

Office,

El color del suelo

Washington D.C.

90

120

FIGURA 22.1.

Concepto de pedon y polípedon.

comprendida entre la superficie del suelo y su límite inferior en alguna forma de regalito o lecho rocoso. Tal como se representa en la figura 22. 1 los científicos del suelo a menudo conciben el pedon como una figura de seis lados, una columna hexagonal. El área superficial de un pedon oscila entre1y10 m2. El perfil del suelo es una muestra de los diferentes horizontes del suelo sobre una cara del pedon. Como se puede deducir fácilmente, el mismo perfil se podrá observar en los seis lados de esta figura. En la práctica, el edafólogo cava un profundo hoyo en el que queda expuesto el perfil del suelo. La figura 22. 1 muestra diversos horizontes, que se dife­ rencian unos de otros por el color o la textura. Los horizontes del suelo están designados por un grupo de letras mayúsculas, comenzando con la A en la parte superior; las subdivisiones de cada horizonte vienen re­ presentadas por números. En la misma figura vemos los horizontes A, B y C; sobre el horizonte A se halla un horizonte orgánico que está designado con la letra O. (Véase también la figura 22.6.) La columna de suelo está compuesta por los ho�izontes A y B del perfil del suelo. Éstos son las capas más caracte­ rísticas y dinámicas. El horizonte C, por contraste, es el material madre o substrato. La columna de suelo ocupa la zona en donde las raíces vivas de las plantas ejercen un control sobre los horizontes; el horizonte e ocupa un lugar situado por debajo del nivel de actividad de las raíces.

El color del suelo Para las personas poco familiarizadas con la edafología, el color -fácilmente perceptible a cierta distancia- es la propiedad más evidente del suelo. El color pardo oscuro,

387

hasta el negro, es para el viajero una nota característica de Jos suelos del paisaje agrícola desde Iowa a Nebraska; el color rojo vivo del suelo en los altiplanos de Piedmont (Georgia) no escapa a ningún observador. Cierto tipo de relaciones con el color del suelo resultan bastante sim­ ples. Por ejemplo, el color negro suele indicar la presen­ cia de abundante materia orgánica (humus); el color rojo, indica normalmente la existencia de sesquióxidos de hierro (hematitas) . Otras veces, el color del suelo puede ser el resultado de un tipo de sub�trato, pero es más frecuente que sea una propiedad generada por el proceso de formación del suelo. La definición del color del suelo ha sido determinada mediante unas bases objetivas con libros de colores nor­ malizados (Munsell) adaptados a las necesidades de la ciencia del suelo. El color viene condicionado por otras variables. Uno es el tono, o color dominante del espectro puro, dependiente de la longitud de onda (véase figu­ ra 4.3) . Una segunda variable es el valor, el grado de oscuridad o luminosidad del color. El tercero es el cro­ ma, la pureza o intensidad del color del espectro. Me­ diante el empleo de libros de colores normalizados, el observador puede conocer el color del suelo según un código alfanumérico, con el que se define el color, el valor y el croma.

Tipos de textura de los suelos En el capítulo 12 se expuso una escala de tamaños de las partículas minerales (tabla 12.2). La misma escala se emplea para definir la textura del suelo. Los diferentes tipos de textura de un suelo se basan en la variación en cuanto a la proporción de arena, limos y arcillas, expresa­ da en tanto por ciento de cada elemento. El sistema más difundido es el empleado por el Departamento de Agri· cultura de los Estados Unidos (U.S. Department of Agri

FIGURA 22.2. Tipos de textura de suelos mostrados mediante áreas delimitadas por líneas gruesas, dentro de un diagrama triangular. (Departamento de Agricultura de los Estados Unidos.)

388

culture) y es el que se muestra en el diagrama triangular de la figura 22.2. Los porcentajes de cada uno de los tres componentes están expuestos simultáneamente. Los vér­ tices del triángulo representan el 1 00 % de cada uno de los tres tipos de partículas -arenas, limos y arcillas. La franca es una mezcla en la que no predomina ni uno de los tres elementos sobre los otros dos, de manera que aparecerá en el centro de la figura. Un tipo de suelo cuyos componentes, punto A del triángulo, contengan un 65 % de arenas, un 2 0 de limos y un 1 5 de arcillas, tendrá una textura que será calificada de franca arenosa. Otro suelo cuya textura esté representada por el punto B de la figura y que contenga un 33 1 /3 por ciento de arenas, un 33 y 1 /3 % de limos y un 33 y 1/3 de arcillas, será calificada de franca arcillosa. La figura 22.3 muestra cinco ejemplos con diferentes texturas. Sus posiciones están indicadas en el diagrama de la figura anterior. La textura resulta importante pues determina la capaci­ dad de retención de agua y la transmisión de sus propie­ dades al suelo. Así, mientras las arenas pueden drenar fácilmente el agua, en un suelo arcilloso Jos poros son demasiado pequeños para un adecuado drenaje. El suelo que tenga un elevado contenido en arcillas y limos difi­ cultará la penetración de las raíces a través del perfil. Re.cardemos del capítulo 10 que la capacidad de reten· ción (capacidad de campo) de un suelo, es su facilidad para retener agua en contra de la fuerza de gravedad. La figura 22.4 muestra cómo Ja capacidad de retención varía con l¡¡. textura del suelo. Los terrenos puramente arenosos retienen muy poca agua, mientras que, por el contrario, los suelos arcillosos retienen Ja máxima capacidad de agúa. Los francos retienen cantidades intermedias de agua y por su parte las arenas dejan pasar el agua hacia su interior mucho más rápidamente que como lo hacen las arcillas. Cuando se calcula la cantidad de agua que se ha· de aplicar en planes de irrigación, se han de tener en cuenta todos estos factores. Las arenas alcanzan su máxi-

Porcentaje de arena�

Los procesos de formación del SIU!ÚJ

necesidades de las plantas. Por debajo de este punto, el follaje de las plantas no adaptadas a condiciones de se­ quía se marchitarán. Tal como se indica en Ja figura 22.4, el punto de marchitación depende de la textura del suelo. A. Franca arenosa

B. Franca arcillosa

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C. Franca

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Consistencia del suelo

Arenas Arcillas Limos

E. Franca limosa D. Arcilla arenosa FIGURA 22.3. Composiciones frecuentes de cinco tipos de textura de suelos. Estos ejemplos están representados mediante puntos con letra en Ja figura 22.2 (Departamento de Agricultura de EE.UU.)

ma capacidad para retener agua muy rápidamente, por lo que el agua adicional será desechada. Los arcillosos muy francos absorben el agua muy lentamente y si la irriga­ ción es muy intensa, el agua se perderá por escorrentía superficial. De la misma forma, los suelos arenosos nece­ sitan una irrigación más frecuente que Jos suelos riéos en arcillas. El contenido orgánico de un suelo afecta tam­ bién enormemente su capacidad de retención. Las textu­ ras francas intermedias suelen ser generalmente mejores para la agricultura, puesto que drenan bien el agua y presentan además propiedades favorables a su retención. La textura del suelo es un hecho inherente al mismo suelo y depende en su mayor parte de la composición de su sustrato. Algunos tipos de materia madre aportan Una gran variedad en cuanto a Jos tamaños de sus partículas; otros producen suelos muy arenosos o por el contrapo muy arcillosos. Los edafólogos agrónomos utilizan una medida d � al­ macenamiento de agua denominado punto de marchita­ ción. El suelo que tenga una cantidad de agua menor que Ja de su punto de marchitación impide que ésta sea absorbida lo suficientemente rápida para abastecer las

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FIGURA 22.4. La capacidad de retención y el punto de marchitación varían de acuerdo con Ja textura del suelo.

Estructura del suelo

Como consistencia de un suelo se quiere indicar el grado de compacidad de un suelo seco, y el de plasticidad de un suelo húmedo, así como el grado de coherencia o dureza del suelo cuando retiene pequeñas cantidades de humedad o cuando está completamente seco. La compa­ cidad de un suelo húmedo se puede evaluar presionando una porción de suelo entre los dedos pulgar y cualquier otro, entonces, separando los dedos se mide la extensión de suelo que queda adherida a Ja piel. La plasticidad se evalúa rodando una pequeña cantidad de suelo húmedo hasta que quede configurada a modo de vara o cilindro. Si la plasticidad es elevada, el suelo podrá ser enrollado hasta obtener un delgado grosor. La consistencia de un suelo seco está expresada por diferentes niveles de dure­ za que puede oscilar desde un suelo suelto (no coheren­ te) hasta uno extremadamente duro. La cimentación sue­ le darse generalmente en un horizonte determinado y no está afectado por Ja humectación. Puede variar desde un suelo ligeramente cimentado, fácilmente rompible con las manos, hasta una cimentación más duradera y que se asemeja a la roca sólida. Este fenómeno se debe a la acumulación de partículas minerales, como el carbonato cálcico, sílice u óxido de hierro.

Estructura del suelo La estructura del suelo se refiere a la presencia de agrega­ dos (terrones o agrupaciones arracimadas) de partículas del suelo. Cada agregado se halla separado de otros contiguos por superficies naturales delgadas (hendidu­ ras). En algunos casos los agregados están revestidos con finas películas de material que los ayuda a mantenerse aparte . En otros casos, están simplemente retenidos jun­ tos por fuerzas de cohesión interna. Un agregado natural del suelo se denomina ped (un agregado ocasionado por ruptura durante el arado, se denomina ciad). La estructu­ ra del suelo se define en términos de configuración, tamaño y durabilidad de los peds. Se reconocen cuatro tipos fJrimarios de estructura �el suelo: laminares, prismáticos, nusiformes y esféricos. Es­ tos están ilustrados en la figura 22.5. La estructura lami­ nar del suelo consiste en placas -partícula� delgadas y aplanadas- en posición horizontal. En la estructura pris­ mática, los peds están formados por columnas verticales con lados planos que pueden tener una sección entre 0,5 y 10 cm de grosor. La estructura nusiforme o en bloques está compuesta de peds angulares, equidimensionales con superficies planas que encajan con las superficies de los peds contiguos. En la estructura esférica, los peds son más o menos redondeados delimitados por superficies que no encajan con los peds adyacentes. En la variedad granular de la estructura esférica, mostrada en la figu­ ra 22.5, los peds son pequeños y el suelo es muy poroso. Una descripción de la estructura del suelo incluye no solamente la forma de los peds sino también su tamaño (fino, medio y grueso) y su dureza (ligera o fuerte). La estructura del suelo es una propiedad física de gran importancia para la agricultura puesto que influye en la

389

A.

C.

Laminar

En bloques (angulosa)

B.

D.

Prismática

Esferoidal (granular)

FIGURA 22.5. Cuatro estructuras básicas del suelo. La barra negra de cada fotogr:iffa representa 2,5 cm (1 pulgada) (División del Servicio del Suelo, Departamento de Agricultura de EE.UU.)

facilidad de filtración del agua a través del suelo seco, la disponibilidad del suelo a ser erosionado y las facilida· des que ofrece para el cultivo. Relacionado con la estructura del suelo está la presen­ cia de unas delgadas películas o recubrimientos denomi­ nados cutans (pieles) , peds del suelo o también gruesos granos minerales individuales. Los cutans de arcilla ( ar­ gillans) no son más que recubrimientos arcillosos de los peds o granos de arena ( Lámina L.6) . Estos recubrimien­ tos consisten en partículas de arcilla, por ejemplo, que han sido arrastradas hacia el interior, por infiltración del agua. Otros tipos de cutans lo pueden formar finos recu­ brimientos de óxido de hierro o manganeso sobre granos de mineral y películas de materia orgánica. En la estructura del suelo también resulta importante la naturaleza de los espacios vacíos entre los peds. La medida y el grado de interconexión entre los vacíos son datos importantes a fin de determinar la facilidad con que el agua y el aire se desplazan por el interior del suelo.

390

Los horizontes del suelo Los horizontes del suelo varían enormemente en cuanto a grosor y en sus características. En algunos casos los lími­ tes tanto superior como inferior de un horizonte pueden estar claramente definidos; en otros los límites son gra­ duales y difusos (Láminas L.4 y L . 5 ) . En general los horizontes del suelo son de dos clases� horizontes orgá· nicos y horizontes minerales. Los horizontes orgánicos designados por la letra ma­ yúscula O se superponen a los horizontes minerales y están formados por acumulaciones de materia orgánica procedente de plantas y animales (figura 22 .6). Normal­ mente, la parte superior del horizonte orgánico, designa­ da por 01, está formada por materia vegetal en sus formas originales reconocibles a simple vista. Por debajo del 01 hallamos el horizonte 02, compuesto de restos de partes de plantas y animales no reconocibles a simple vista. Los materiales de este horizonte se suelen denominar hu-

Los procesos de formación del suelo

Hojas caídas y residuos orgánicos poco descompuestos Restos orgánicos parcialmente descompuestos

Al

Horizonte oscuro compuesto de materia mineral y orgánica mezcladas y con gran actividad biológica

A2

Horizonte claro, con máxima eluviación

A3

Transición hacia estar ausente

Solum

B, pero más parecido al A que al B; puede

Transición hacia A, pero más parecido a estar ausente

B que a A; puede

Máxima acumulación de silicatos de arcilla mineral o de sesquióxidos y materia orgánica Transición hacia C, pero más parecido a estar ausente

B que a C; puede

e

Substrato alterado, ausente ocasionalmente; la formación de los horizontes puede seguir alterándolo tanto que los horizontes A o el B pueden descender finalmente sobre roca consolidada

R

Estrato de roca consolidada por debajo del suelo

FIGURA 22.6. Nomenclatura de los horizontes de un hipotético perfil de suelo, que podría representar un suelo forestal de un clima húmedo y fresco. (Roy W. Simonson, Servicio de Conservación del Suelo, Departamento de Agricultura de los EE.UU.)

mus; éste consiste, de manera general, de tejidos vegeta­ les en parte oxidados por los organismos consumidores (capítulo 24). El proceso por el cual se forma el horizon­ te 02 es conocido como humificación. Los horizontes minerales están formados predominan­ temente por materia mineral inorgánica en que se reco­ nocen dos grupos básicos: 1) los minerales del esqueleto y 2) arcillas y los minerales producto de la alteración relacionados con ellas. Los minerales del esqueleto se hallan formados en su mayoría de partículas del calibre de arenas o tierras de aluvión, y son los materiales que dominan el volumen total de la mayoría de los suelos. Los materiales del esqueleto pueden estar compuestos de granos individuales de un único material -cuarzo por ejemplo- o granos formados por agregados de diferentes minerales. Las arcillas minerales y los productos de la meteorización emparentados con éstos están definidos en el capítulo 1 2. Ellos forman la fracción mineral del suelo más importante en los procesos de formación de los suelos, en el desarrnllo de los diversos horizontes, y en la determinación de la fertilidad natural de los suelos. Las arcillas tienen unas propiedades fisicoquímicas espe­ ciales debido a sus dimensiones coloidales y debido a la forma laminar de sus partículas. Los horizontes minerales se designan mediante las le­ tras A y B, y sus subdivisiones vendrán caracterizadas por una serie de números que acompañarán a las letras. Pon­ dremos énfasis en la descripción de las propiedades de los horizontes A y B en los suelos de climas húmedos formados bajo cobertura forestal. Nuestra explicación no podría aplicarse con afinidad a los suelos de los climas áridos y semiáridos. Los horizontes minerales tienen me-

Las soluciones del sue/.o

nos de un 20 % de materia orgamca cuando no está presente la arcilla, y menos de un 30 % de materia orgáni­ ca cuando la fracción mineral está compuesta por un 50 % o más de arcillas. El horizonte A a menudo se subdivide en dos subhorizontes A1 y A2. El horizonte A1 es normalmente rico en materia orgáni­ ca, por ello adquiere unas tonalidades más oscuras que el horizonte A2 inferior. El horizonte A2 se caracteriza por la pérdida de las arcillas y de los óxidos de hierro y de aluminio. En él, a menudo permanece una concentración de granos de arena de cuarzo con lo que adquiere unas conalidades claras. El horizonte B representa generalmente una acumula­ ción de materia mineral que puede provenir de los dos horizontes ya citados, el A1 y el A2. A menudo se suele encontrar una elevada concentración de arcillas, óxidos de hierro y aluminio, y materia orgánica (humus). De este modo suele ser menos frágil que los horizontes A anteriormente citados; puede ser un estrato denso y resis­ tente y en él se suele dar la cimentación. El horizonte C situado por debajo del B, es una capa mineral de regolito o sedimento (pero nunca lecho roco­ so) , que está ligeramente afectado por la actividad bioló­ gica. El horizonte C no forma parte del solum y se puede definir como una capa de material del substrato. Este horizonte, sin embargo, está afectado por los procesos fisicoquímicos. Un ejemplo de ello lo constituye la acu­ mulación del carbonato cálcico en los climas secos que producen cimentación en algunos suelos. En estos me­ dios este horizonte puede presentar también acumulacio­ nes de sílice o de sales solubles. El lecho rocoso que sostiene el horizonte e (o e l horizonte B cuando el e no existe) se designa como horizonte R. Para indicar las características especiales de un hori­ zonte del suelo se utiliza un cierto número de letras minúsculas, que se colocan detrás de la letra mayúscula del horizonte correspondiente, A o B. Escos son algunas muestras:

b ca f h ir hir p si

x

horizonte fósil acumulación de carbonatos suelo helado acumulación de humus acumulación de hierro acumulación de humus y de hierro horizonte perturbado por la acción del arado acumulación de sílice acumulación de arcillas transportadas desde otras zonas horizonte quebradizo (fragipan)

Las soluciones del suelo El aire y el agua se combinan para formar lo que se conoce como soluciones del suelo, que constituye el medio donde se desarrollan las reacciones químicas que afectan la fracción sólida del suelo. La atmósfera del suelo consiste básicamente en aire que penetra en las porosidades del suelo, difundiéndose hacia todas las oberturas interconectadas. Las fluctuaciones en la pre­ sión barométrica se cree que pueden inducir el movi­ miento del aire en el suelo de forma alternativa hacia el interior y hacia el exterior, resultando de ello un cierto grado de circulación. Tres de los gases atmosféricos presentes en el suelo

391

juegan papeles activos en los procesos que en él se desarrollan: oxígeno molecular (02) , nitrógeno molecu­ lar (N2) y dióxido de carbono (C02) . Para que desarro­ llen un papel 'lctivo se necesita que estén disueltos en el agua. Como gases disueltos en el agua del suelo, ni el oxígeno ni el nitrógeno intervienen directamente en las reacciones químicas que afectan a las arcillas minera­ les ni a los carbonatos. En cambio, el dióxido de carbono es un elemento de gran importancia en las reacciones directas pues se combina con el agua del suelo formando una solución de ácido carbónico. Los ácidos de los com­ plejos orgánicos, producidos por la descomposición de la materia orgánica, son también importantes reactivos en la solución del suelo. Un ácido sirve como agente activo que ataca los átomos que están estrechamente relacio­ nados con la estructura cristalina de las arcillas mine­ rales.

Iones Para entender la actividad química en las soluciones del suelo, debemos recurrir necesariamente a la actividad de los iones. Un ion es un átomo o grupo de átomos que llevan una carga eléctrica. Cuando ciertos componentes están disueltos en el agua, los átomos se separan entre sí como iones. Por ejemplo la sal de mesa corriente está formada por cloruro sódico, es decir, compuesta de sodio (Na) y cloro (Cl) en una proporción de uno a uno. De esta manera, la fórmula química para el cloruro sódico es NaCl. En su estado sólido, el cloruro sódico es una subs­ tancia cristalina formada por átomos de sodio unidos ligeramente a átomos de cloro adyacentes. Cuando los introducimos en agua, el NaCl se disuelve lo cual querrá decir que los átomos de Na y de Cl se separan moviéndo­ se libremente junto con las moléculas de agua. Separados de su estru ctura cristalina resulta que el átomo de sodio tiene una única carga positiva; es un ion, y lo indicare­ mos con el símbolo Na+. El átomo de cloro, por su lado, adquiere una carga negativa más convirtiéndose en ion cloruro: c1-. Los químicos denominan a los iones cargados positiva­ mente como cationes, y a los cargados negativamente aniones. Algunos tipos de iones están compuestos por diferentes clases de átomos unidos conjuntamente. Por ejemplo el ion amonio está compuesto por un átomo de nitrógeno (N) unido a cuatro de hidrógeno (H) forman­ do la siguiente fórmula NH4 +; es un catión. El ion sulfato, constituye otro ejemplo. Está formado por un átomo de azufre (S) unido a cuatro átomos de oxígeno (O) forman­ do el anión S04 --. Obsérvese que el ion sulfato presenta dos cargas negativas. Algunos tipos de iones llevan una sola carga, otros la llevan doble, otros triple. Los iones más importantes del suelo son los que rese­ ñamos a continuación:

Cationes H+ Al+++ Al (OH)++ ca++ Mg++ K+ Na+ NH4

392

Hidrógeno Aluminio Aluminio hidroxil Calcio Magnesio Potasio Sodio Amonio

Aniones c1so4ott­ Hco3N03

Cloruro Sulfato Hidroxilo Bicarbonato Nitrato

La solución del suelo contiene una gran variedad de iones producto de la precipitación. El agua de lluvia posee sales marinas, partículas minerales suspendidas y poluantes. Cuando son arrastrados hacia tierrra junto con la lluvia, las sales marinas contribuyen con todos los iones que están presentes en el agua de mar. Muchos de ellos son el cloruro (Cl-) y el sodio (Na+) ; los iones magnesio (Mg++) , sulfato (so4--), calcio (ca++) y pota­ sio (K+) contribuyen en menor proporción. Las partículas minerales levantadas del suelo a la atmósfera y transpor­ tados hacia las capas superiores mediante los vientos ascendentes turbulentos, aportan gran parte del potasio, calcio y magnesio que se encuentra en el agua de lluvia. . Los iones sulfato (S04 --) suelen estar presentes en el agua de lluvia. Proceden generalmente de partículas sul­ fatadas y componentes sulfu rosos de los gases emitidos a la atmósfera a través de la combustión de los combusti­ bles fósiles, incendios forestales, volcanes y actividad biológica. También están presentes los iones nitrato (NO 3 -) y amonio (NH/) producidos a partir de gases ricos en contenidos nitrogenados, introducidos en la at­ mósfera a partir de diversas fuentes, incluyendo entre ellos la quema de combustibles, el deterioro de la mate­ ria orgánica y los fertilizantes de los campos y jardines. Los iones fosfato (P04 ---) están también presentes en el agua de lluvia, pero en cantidades menores que el amo­ nio y el nitrato. Un tema importante a considerar acerca de los iones contaminantes es que éstos forman ácidos en la solu­ ción del suelo. Los iones sulfato forman ácido sulfúrico (H2S02) ; los iones nitrato forman ácido nítrico (HN03) . En ciertas regiones cuyo aire está densamente contami­ nado y en las que es importante el fenómeno de lavado de aire merced al agua de lluvia, estos ácidos ocasionan una gran cantidad de efectos indeseados sobre la acti­ vidad biológica, y podrían ocasionar en algunos casos cambios en los procesos normales de formación de los suelos.

Los coloides del suelo el intercambio de cationes

y

Las partículas de las arcillas de dimensiones coloidales son químicamente activas en el suelo debido a su gran superficie. Una partícula de arcilla se podría pres�ntar como un objeto laminar muy delgado, cuyas superf1c1es superior e inferior son muy planas (figuras 22.7 y 22.8). (La figura 12.8 es una fotografía obtenida mediante la ayuda del microscopio electrónico, de partículas coloida­ . les de las arcillas. ) La estructura cristalina de las arcillas minerales es tal que los átomos están ordenados siguien­ do unos modelos geométricos de redes cristalinas (lo mismo se puede aplicar a los minerales cristalinos) . Para las arcillas la estructura de red adquiere una forma de capas de �structura reticular planas y paralelas entre sí de extremada estrechez; por esta razón a las arcillas se les suele denominar también capas de silicatos.

Los procesos de formación del suelo

Capa de iones cargados positivamente +

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

Tabla 22.1. +

+

Material

Partícula de arcilla

+

+

+

+

+

+

+

+

+

+

Capacidad de intercambio de cationes de

diferentes coloides del suelo

+

+

+

+

FIGURA 22.7. Esquema de una partícula coloidal plana y delgada, con cargas negativas en la superficie y una capa de iones cargados positivamente (cationes) retenidos en la superficie.

Los enlaces químicos que mantienen u nidos los áto· mos de cada red son muy fuertes, mientras que los que se establecen entre las diferentes capas son muy ligeros. Debido a esta estructura, las moléculas de agua y los diferentes iones libres pueden penetrar entre las capas de silicatos lo que ocasiona una alteración química y su posterior disgregación física. La estructura de capas de las arcillas es tal que los átomos de oxígeno, que poseen carga negativa, están próximos a las superficies superior e inferior. Esta condi­ ción está indicada en la figura 22.7 mediante signos negativos en la partícula de arcilla. Como resultado de ello, los iones positivos o cationes serán atraídos hacia la superficie de la partícula siendo retenidos por atracción electrostática. Los catjones de hidrógeno (H+), aluminio (Al+++) , sodio (Na+), potasio (K+) , calcio (ca++) y mag­ nesio ( Mg++) están presentes corrientemente en las solu­ ciones del suelo y todos ellos se encuentran en las super­ ficies de las partículas de arcilla. En algunas reacciones del suelo, estos cationes se reemplazan unos a otros en un proceso conocido como intercambio de cationes. El intercambio de cationes viene regido por un orden de reemplazamiento, que indica qué tipo de ion es capaz de substituir a otro. Este reemplazamiento sigue un siste-

Materia orgánica (coloides del humus) Arcillas: Vermiculita Montmorillonita Ilita Caolinita Sesquióxidos de hierro y aluminio hidratados Feldespato y cuarzo

CIC 150-500 100-150 80-150 1 0-40 3-15 4 1 -2

ma de categoría por el cual unos iones de una determina­ da clase asumen la posición de iones de menor categoría. El ion aluminio puede desplazar cualquier otro ion metá­ l ico, de manera que ocupará la posición más elevada en la lista. En orden de capacidad de reemplazamiento si­ guen los cationes de hidróxido de aluminio, los de cal­ cio, magnesio, potasio y por último sodio. La capacidad que una porción de suelo tiene para retener e intercambiar cationes se la denomina capaci­ dad de intercambio de cationes (CIC), y es un indicador general del grado de actividad química del suelo. La capacidad se indica mediante una unidad denominada miliequivalente, que es una media de la proporción de carga iónica que se añade al suelo. La definición exacta de esta unidad no es del todo importante aquí, pero sí su magnitud relativa. La capacidad de intercambio de los diferentes coloides del suelo los encontramos en la ta­ bla 22. 1. Entre las arcillas tenemos la vermiculita y la montmorillonita con un elevado CIC. La ilita tiene un valor intermedio y la caolinita tiene valores bajos. Igual­ mente bajos son los valores de CIC que tienen los ses­ quióxidos de hierro y aluminio. Partículas como el fel­ despato y el cuarzo. tienen valores de CIC próximos a cero. La continua meteorización química de un suelo duran­ te un largo período d� tiempo tiende a ocasionar cambios en la composición de las arcillas. En estadios recientes de alteración, el contenido de minerales con elevado ere puede ser relativamente elevado, de forma que el suelo en su conjunto tendrá también un elevado CIC. En esta­ dios más avanzados de alteración, los minerales con ele­ vado contenido en CIC serán desplazados o alterados en beneficio de los que poseen un ere de valor bajo -caoli­ nita y sesquióxidos de hierro y aluminio-. Como conse­ cuencia de todo ello, el total del valor de CIC disminuye gradualmente hasta alcanzar niveles muy bajos. General­ mente, cuando la ere disminuye hasta valores inferiores a 1 0 en el horizonte B, el suelo queda clasificado dentro de la categoría de bajo valor de CIC. Los suelos con valores elevados de CIC tienen en general una alta capa­ cidad para almacenar nutrientes vegetales (cationes bási­ cos) y son potencialmente suelos fértiles (si es que el suelo no es muy ácido en su balance químico) .

S�los ácidos y básicos FIGURA 22.8. Fotografía obtenida mediante el microscopio electrónico de cristales de la caolinita, aumentados aproximadamente 20.000 veces (Paul F. Kerr.)

Suelos ácidos y básicos

Los diferentes cationes del suelo susceptibles de ser rápi­ damente intercambiados en las partículas coloidales, per­ tenecen a dos clases en general. Una clase, que se consti­ tuye en importantes nutrientes para las plantas, consiste

393

en Jos cationes básicos (o simplemente bases). Las bases más importantes en Jos suelos son los siguientes: Calcio Magnesio Potasio Sodio Cuando Jos cationes básicos componen la mayor parte de Jos cationes retenidos por los coloides del suelo, el suelo adquiere unas condiciones definidas como básicas. La otra clase corresponde a los cationes generadores de ácidos. Existen tres cationes ácidos generadores que son importantes en el suelo. Uno es el ion aluminio (AJ+++) que está asociado con una elevadísima acidez. El segundo es el ion aluminio hidroxilo (Al [OHt+) asocia­ do con un grado moderado de acidez. El tercero es el ion hidrógeno, tt+, el cual forma cerca de un 1 0 % de los iones acidogeneradores de los suelos ácidos. Todos ellos deben ser intercambiables, esto es, libres de intercambiar sus posiciones con otros iones en la superficie de Jos coloides. Normalmente están presentes los iones AJ+++ y tt+ pues sus enlaces son muy fuertes para ser rápidamen­ te intercambiados. Un suelo se define como ácido cuan­ do el número total de cationes ácido generadores rápida­ mente intercambiables comprenden entre un 5 y un 60 % del total de la capacidad de intercambio de los cationes; a mayor porcentaje, mayor grado de acidez. El grado de basicidad o acidez de un suelo se mide en términos de un número conocido como el pH de la solución del suelo. (El pH es Ja medida de Ja concentra­ ción de iones de hidrógeno; es el logaritmo base 1 0 del inverso del peso en gramos de los iones de hidrógeno por litro de agua. Consecuentemente, a menor valor de pH, mayor será Ja concentración del ion hidrógeno.) Un pH de 7,0 es, en esta escala, un pH neutro; valores por debajo de 5 representan una fuerte acidez de la solución del suelo; valores superiores a 10 representarán una solu­ ción del suelo básica. La tabla 22.2 muestra una clasifica­ ción de los suelos de acuerdo con Ja acidez y la basici­ dad. Para suelos agrícolas, esta cualidad es importante puesto que ciertos cultivos requieren valores de pH pró­ ximos a Jos valores neutros y no prosperan en suelos ácidos. Las plantas, por otra parte, difieren considerable­ mente en sus preferencias de un suelo ácido o básico, y éste es un factor importante en Ja distribución de los tipos de plantas.

Tabla 22.2.

4,5

5,0

4,0

Acidez

Acidez muy elevada

Acidez elevada

Necesidad de

Necesidad de enmienda de cal excepto para aquellos cultivos que requ ieren suelos ácidos

Necesidad de enmiendas de cal, excepto los cultivos tolerantes de suelos ácidos

calcáreas

Frecuencia de aparición

Raros

5,5 Moderada acidez

Frecuentes Muy comunes en suelos cultivados de los climas húmedos

Fuente, C.E. Mil lar, L.M. Turk y H.D. Foth

394

Condición básica de los suelos Como muchas formas de la sociedad humana, los suelos están estratificados en niveles según el rango y sobre esta base se efectúan las grandes agrupaciones. Las condicio­ nes de los suelos vienen determinadas por el porcentaje de saturación de bases (PSB) definido como el porcenta­ je de cationes básicos intercambiables con respecto a la capacidad de cationes intercambiables del suelo. Como número divisor para separar los suelos con una elevada condición básica de los que presentan una baja condi­ ción básica, los edafólogos utilizan el valor de 35 %, de modo que los primeros serán Jos que tengan un PSB superior a 35 %; los citados en segundo Jugar tendrán un PSB menor de 35 %. Los suelos con una elevada condi­ ción básica tienen una gran fertilidad natural para los cultivos alimentarios; aquellos que tienen una capacidad básica baja son poco fértiles y requieren un tratamiento· especial, además de necesitar Ja aplicación de productos químicos para corregir las deficiencias. La condición bá­ sica de los suelos es pues de una importancia relevante en las fuentes de alimentación humana y sobre Ja posibili­ dad futura de expansión de la producción agrícola de alimentos en áreas que todavía no están siendo culti­ vadas.

Regímenes térmicos del suelo El concepto de temperatura del suelo, que ya fue intro­ ducido anteriormente en el capítulo 5 , es un factor im­ portante en Ja determinación de las características del suelo. La temperatura actúa como control de la actividad biológica e influye sobre la intensidad de los procesos químicos que afectan a las arcillas. Por debajo del punto

Acidez y basicidad del suelo

pH

enmiendas

Como se refleja en la tabla 22.2 los suelos agrícolas con un pH inferior a 6 requieren de Ja aplicación de enmien­ das de cal para la posterior implantación de diversos cultivos. La enmienda de cal tal como se utiliza en agri­ cultura, puede ser tanto con óxido de calcio (CaO) o con carbonato cálcico (CaC03). Aproximadamente todo este abonado utilizado en los cultivos agrícolas es caliza natu­ ral procedente del carbonato cálcico. Después de que el pH haya sido aumentado hasta un nivel deseado, los fertilizantes ricos en nutrientes (nitrógeno, fósforo y po­ tasio) deben ser también añadidos al suelo, puesto que estos elementos son deficientes en la mayoría de los suelos ácidos.

(1958),

6,0

6,5

6,7

Neutro Acidez muy ligera No se requiere generalmente enmiendas

8,0

7,0 Ligeramente básico

9,0 Básico

11,0

10,0

Fuerte basicfdad

Excesivamente alcalino

No se necesitan enmiendas calcáreas

Corriente en climas áridos y subhúmedos

limitado a áreas desérticas

Fundamental s of soil science, 3a. ed., john Wiley & Sons, Nueva York, véase capítulo

4.

Los procesos de formación del suelo

de congelación, O'C (32' F) no existe ninguna actividad biológica posible. Entre o· y 5'C (32' y 45' F) el creci­ miento de las raíces de muchas plantas así como la ger­ minación de las simientes es prácticamente imposible, pero el agua puede desplazarse por el interior del suelo y la actividad del ácido carbónico puede llegar a ser impor­ tante. Un horizonte determinado, con una temperatura de 5'C actúa como una barrera térmica a las raíces de muchas plantas. La germinación de las semillas de plan­ tas en las bajas latitudes requiere una temperatura del suelo de 24'C o más. En cualquier momento, la temperatura de un suelo puede variar de un horizonte a otro. La temperatura cer­ cana a la superficie experimenta tanto un ciclo diurno como anual (capítulo 5 ) . La amplitud de estos ciclos puede ser pequeña, o muy amplia según la latitud, el grado de continentalidad y el régimen térmico (capítulo 9 y figura 9.2). El ciclo anual puede ser apenas percepti­ ble en el clima lluvioso ecuatorial ( 1 ) pero muy desarro­ llado en el húmedo continental ( 10) y en el bosque boreal ( 1 1 ) . Cada pedon tiene un régimen térmico del suelo que le es propio y que puede ser medido y definido. Para propó­ sitos de clasificación de los suelos el régimen térmico puede definirse de acuerdo con una temperatura del suelo media anual y por el promedio de las fluctuaciones estacionales de esta media. Cada pedon tiene una temperatura media anual que es esencialmente la misma en todos los horizontes, a cual­ quier profundidad. Algunos ejemplos representativos pueden ser los siguientes: Temperatura media anual del suelo Localidad Irkutsk, URSS Bozeman, Montana Urbana, Illinois Colombo, Sri Lanka

·e

('F)

-2 6 10 27

(28) (43) (50) (81 )

La tabla 22.3 da nombres y establece los límites de seis regímenes térmicos de suelos. Hay dos criterios específi­ cos: ( 1 ) Temperatura media anual, T y (2) diferencias entre la media de verano (o estación cálida) y la media de invierno (o estación fría) , Tv - Ti, a una profundiad de 50 cm. (La notación o· < T < 8', se lee: "media anual térmica mayor de o· C y menor de 8' C" ) . Los regímenes térmicos de los suelos son utilizados como unos medios para clasificar ciertas subclases de suelos. De este modo, se añade un prefiio al nombre del suelo tal como sigue: ·

Régimen

Pre.fijo utilizado

Críico Frígido Térmico

Cri-, CrioBorTrop-

Utilizaremos estos prefijo s en el capítulo 23.

Regímenes bídricos de los su.e/os Los regímenes hídricos de los suelos explicados en el capítulo 1 0 son utilizados por los edafólogos americanos

Regímenes bídrlcos de los sm!los

Tabla 22.3.

Regímenes térm icos del suelo

Media anual de las temperaturas del suelo, ·e (T)

Nombre del régimen

Pergélico Críico Frígido Mésico Térmico Hipertérmico Equivalentes:

T < O' O' < T < 8' T < 8' 8' < T < 1 5' 1 5' < T < 22' T < 22' 'C 'F o 32 8 47 15 59 22 72

Fuente d e datos: S o i l Survey Staff,

Handbook o.º págs.

62-63.

436,

1975,

Diferencia entre Ja temperatura media ('C) de Ja estación cálida y Ja estación fría C Tv· T¡)

5' 5· > 5' > 5' 5 'C = 9 'F > >

Soil Taxonomy, Agricultura

Government Printing Office Washington, D.C . ,

en el moderno sistema de clasificación (en publicaciones del Soil Survey Staff del U.S. Department of Agriculture, el término de "humedad del suelo"se utiliza en lugar del de " agua del suelo") . El método de Thornthwaite de cálculo del balance hídrico del suelo ha sido adaptado, con menores simplificaciones, para el propósito de esti­ mación de las condiciones reales de agua del suelo. Estas valoraciones no se aplican bajo condiciones especiales. Por ejemplo, en un clima seco, el balance hídrico para las reservas de agua del suelo resulta virtualmente O en todos los meses del año, pero en algunas depresiones de los desiertos el nivel freático está lo suficientemente próxi­ mo a la superficie para que las raíces de las plantas tengan una cantidad adecuada de agua durante parte del año. Un importante criterio en la determinación de los dife­ rentes regímenes hídricos es el de la diferenciación entre un suelo seco v uno húmedo. A medida que el suelo va perdiendo agua por evaporación, las restantes películas de agua de capilaridad, adheridas en las oquedades entre los granos de mineral, se reducen y, a medida que esto sucede, este agua incrementa su resistencia a ser absorbí · da por las pequeñas raíces de los vegetales. La unidad de medida de esta resistencia es el bar y mide la tensión (fuerza) que se ha de ejercer para extraer este agua. Un bar es aproximadamente igual a la presión normal, a nivel del mar, de la atmósfera (más o menos 1 .000 milibares) . Cuando el grado de "deshidratación"del suelo alcanza un punto en el que se ha de ejercer una tensión sobre el suelo de 15 bares o más, el agua restante del suelo se considera inaprovechable por parte de las plantas. De este modo un valor de 1 5 bares constituye el punto divisorio entre un suelo seco y otro húmedo. Se reconocen cinco regímenes hídricos de los suelos, y en el moderno sistema de clasificación de los suelos de los Estados Unidos reciben diversos nombres:

Régimen Ácuico (L. aqua, " agua") . El suelo está satura· do de agua durante la mayor parte del tiempo debido a que el nivel freático se encuentra en, o está próximo a la superficie la mayor parte del año. El régimen ácui­ co lo encontramos en terrenos pantanosos, marismas y

395

c1enagas. Su presencia es independiente del tipo de regímenes hídricos que se formen en los emplaza­ mientos elevados adyacentes con un buen drenaje. Régimen Údico (L. Udus, "húmedo"). En cualquier pun­ to del perfil del suelo éste no está seco más de noventa días al año. Este tipo de régimen se halla en los climas húmedos (6h, 8h, lOh y l l h) tal como los definimos en el capítulo 10. El balance de agua del suelo apenas muestra deficiencia (D), o es más, no la presenta en la estación de crecimiento (verano) y hay un excedente hídrico estacional que ocasiona que el agua se despla­ ce a través del suelo en algún momento del año. Para Jos regímenes hídricos con un excedente de agua en todos los meses (climas 1, 2, 6p, 8p, lOp y l l p) el nombre "údico" se modifica añadiéndole el prefijo "per-" ( perudic). Bajo el nombre de "perudic" la tensión del agua de capilaridad apenas supera el valor de 1 bar. Régimen ústico (L. ustus, "quemado" , implica seque­ dad). El suelo presenta una moderada cantidad de reserva de agua en Ja estación con condiciones favora­ bles al crecimiento de las plantas, y ésta no está helada. Sin embargo, el suelo está seco durante 90 o más días consecutivos, en Ja mayoría de los años. El régimen Ústico se asocia con Jos subtipos semiáridos de los climas secos ( 4s, 5s y 9s) y con el clima tropical seco y húmedo (3). Régimen Arídico (Tarrico) (L. aridus, "seco"; torridus, "seco"y caluroso). Ambos nombres se utilizan para designar este régimen en las diferentes categorías del sistema de clasificación de los suelos. Para los suelos cálidos, el suelo no está nunca húmedo en alguna parte, o a lo largo del perfil durante un período de 90 días consecutivos. El régimen Arídico (Tórrico) se aplica a los subtipos semidesértico (sd) y desértico (d) de Jos climas secos (4, 5 y 9) en una amplia franja latitudinal que va desde las zonas tropicales hasta las latitudes medias. Régimen Xérico (Gr. Xeros, seco). Este tipo de régimen se puede aplicar a las áreas de clima mediterráneo (7s, 7d y 7sh), caracterizados por un largo y seco período estival y un invierno lluvioso. El suelo está seco en todo el perfil durante 45 días o más consecutivos du­ rante la estación estival seca, pero húmedo en todo el perfil durante otros 45 días o más de la estación inver­ nal húmeda. En el moderno sistema de clasificación de los suelos, se toman los prefijos de Jos nombres de los diferentes regímenes hídricos del suelo para así designar alguno de los grandes grupos de suelos y gran parte de las subcla­ ses. los prefijos son los siguientes:

Nombre del régimen

Prefijo

Ácuico Údico Ústico Arídico Tórrico Xérico

AcuUdUstAridiTorrXer-

El régimen hídrico del suelo es un poderoso factor de control en la determinación de las propiedades de los suelos y la naturaleza de los procesos de su formación. La cantidad de agua almacenada en el suelo determina

396

la proporción de producción primaria de las plantas y Ja actividad orgánica general que sobre él se desarrolla. En el régimen Údico, el desplazamiento del agua a través del perfil es capaz de arrastrar consigo iones (lixivia­ ción). En el régimen Ústico, Ja limitada reserva de agua está asociada con Ja acumulación de carbonato cálcico. En el régimen Arídico, las sales solubles tienden a acu­ mularse en el suelo. En el régimen Ácuico la saturación de agua impide Ja oxigenación del conjunto del suelo. No estaría de más puntualizar que Ja combinación del régimen térmico del suelo con el hídrico configuran casi todo el complejo de propiedades químicas y biológicas del suelo, asumiendo, por otro lado, que el material del substrato contiene originalmente una amplia gama de minerales silicatados.

Morfología y suelos La configuración superficial del terreno es un factor que influye en la formación de los suelos y ello puede ser definido tan sólo por una palabra: morfología. La morfo­ logía incluye en su definición Ja abruptidad del terreno, o pendiente, Ja orientación de un elemento de Ja superfi­ cie terrestre. Otra propiedad morfológica es el relieve, o elevación media entre Jos puntos más elevados y Jos más bajos (cimas de las montañas versus partes más profundas de Jos valles). Un fuerte relieve y unas pronunciadas pendientes están combinadas en muchas áreas montaño­ sas. Un relieve bajo y con pendientes poco pronunciadas se combinan en las llanuras de las tierras bajas y en los al: ti planos. La figura 22.9 muestra cómo una morfología determina­ da influye en el grosor de los horizontes A y B del suelo solum. Partiendo del perfil de una superficie elevada y ondulada (izquierda) como condición normal, la altipla­ nicie adyacente muestra unos horizontes más gruesos debido a que la eliminación de la parte superficial de suelo por erosión, es menor en pendientes suaves. En el terreno montañoso con abruptas pendientes, la erosión elimina los horizontes superiores del suelo de modo que el perfil será mucho más estrecho en su espesor. El perfil del suelo en los prados mal drenados cercanos al curso de un río posee un carácter completamente diferente. La combinación de los horizontes A y B nos muestra una gran proporción en materia orgánica; por otra parte por debajo de la capa orgánica se forma un estrato grisáceo (horizonte glei) caracterizado por una deficiencia de oxígeno. En los terrenos pantanosos adyacentes general­ mente se encuentra una espesa capa de turba en la parte superior. La orientación de la superficie del terreno influye tanto en la temperatura del suelo como en el tipo de régimen hídrico. En las latitudes medias, donde los rayos del sol inciden con un ángulo intermedio entre el horizonte y el cenit, las vertientes orientadas hacia el norte (en el he­ misferio boreal) reciben muy poca insolación, de forma que las temperaturas que se obtendrán serán más bajas que el promedio y el régimen hídrico será más parecido al de un clima húmedo.

Procesos btol6glcos

en la formación

del suelo

El papel global de los procesos biológicos en la forma­ ción de los suelos incluye, tambi én, la presencia de vegetación viva y de animales, así como los restos de sus

Los procesos de formación del suelo

Terreno ondulado

Normal

Altiplano

Solum grueso

Montañoso

Prados con un pobre drenaje

Pantanoso

Solum delgado

Suelos de la altiplanicie

Pantanoso

Suelos orgánicos

FIGURA 22.9. El relieve y la pendiente ejercen una fuerte influencia sobre el grosor y la composición del perfil del suelo. (Fuente: Departamento de Agricultura de los EE.UU. Yearbook of American Agriculture, 1938.)

productos orgánicos. Las plantas vivas contribuyen a la formación del suelo básicamente de dos formas diferen· tes. La primera es la producción de materia orgánica -la biomasa- tanto sobre el suelo, en forma de tallos y hojas, como en su interior, en forma de raíces. Esta producción primaria, expuesta en el capítulo 24, provee de material bruto y orgánico al horizonte O, y posteriormente en horizontes inferiores. Los organismos descomponedores procesan este material inicial reduciéndolo a humus y en último término a sus componentes iniciales -C02 y agua-. En segundo lugar significa el reciclaje de los nutrientes desde el suelo a las estructuras de las plantas que están por encima de él y su posterior devolución al suelo en forma de tejidos vegetales muertos. El reciclaje de los nutrientes es un mecanismo por el cual se evita que escapen por lixiviación junto con el excedente de agua que se desplaza hacia niveles inferiores a través del perfil. En nuestra exposición de los tipos básicos de suelos, capítulo 23, este proceso recibirá una especial atención. Los animales que viven en el suelo, o los que viven completamente en él y lo abandonan después de haber excavado un gran número de pasadizos, son de una ex­ traordinaria variedad en cuanto a especies y tamaños. El papel global de los animales en los procesos biológicos de los suelos no ha podido ser sobreestimado en aque­ llos que tienen unas condiciones de calor y humedad suficientes para mantener grandes poblaciones animales. Por ejemplo, las lombrices están trabajando continua­ mente el suelo no sólo cavando, sino también pasando el suelo a través de sus conductos intestinales. I ngieren gran cantidad de materia procedente de hojas muertas transportándolas desde la superficie hasta el interior, in­ corporándolo en los horizontes minerales. La estructura granular de un oscuro horizonte A10 debe su carácter a este tipo de actividad. Muchas formas de larvas de insec­ tos realizan una función similar. Las pequeñas cavidades tubulares del suelo están realizadas por una gran varie­ dad de especies de insectos perforadores. Las grandes cavidades están hechas por animales superiores tales

Revisión de los procesos pedogénicos

como topillos, ardillas de tierra, conejos, tejones, perros de las praderas y muchas otras especies. Por último, el crecimiento de las raíces, seguido de su muerte y poste­ rior putrefacción, contribuye a la formación de aberturas en el suelo. En climas húmedos, la evolución del sÚ elo desde un determinado substrato está acompañada por un aumento en el crecimiento de individuos de un tipo de plantas, y de posteriores cambios en las especies vegetales domi­ nantes. Examinaremos en el capítulo 25 este proceso de evolución -llamado sucesión vegetal-. Entre los. ecosis­ temas y las características de los suelos se dan diversas relaciones íntimamente unidas y que se harán evidentes en las descripciones de cada uno de los suelos. El hombre es también un agente muy influyente en la naturaleza física y química del suelo. Las extensas áreas de suelos agrícolas que han sido cultivadas y abon:idas desde hace siglos poseen una estructura y una composi­ ción completamente diferentes de los originales, y que ahora pueden ser considerados como otro tipo de suelos de igual importancia a la que tienen los suelos naturales. El moderno sistema de clasificación de los suelos que presentaremos en el próximo capítulo incluye aquellos producidos, o enormemente modificados, por las activi­ dades humanas.

Revisión

tk

los procesos pedogénicos

Los hechos y conceptos desarrollados en este capítulo han preparado el camino para una breve revisión de los diversos procesos básicos de formación de los suelos o procesos pedogénicos. En los procesos pedogénicos cabe considerar cuatro fases: ( 1 ) Adición de materia a la masa del suelo, (2) Pérdidas en la masa de suelo, (3) Desplazamiento de material en su interior, ( 4 ) Transformaciones de material en su interior. La adición de materia a la masa del suelo viene repre­ sentada por el término general de enriquecimiento del

397

Eluviación

lluviación

FIGURA 22. 10. Los procesos de eluviación e iluviación conducen a la frirmación de los horizontes A y B .

suelo. El enriquecimiento inorgánico puede proceder del sedimento añadido a la superficie del suelo por escorren­ tía del agua (coluvial) y por viento (loess y cenizas volcánicas). Otra forma de enriquecimiento es a partir de los desechos orgánicos de las plantas que crecen sobre el suelo. Este material se acumula en el horizonte O, y produce un humus finamente dividido que posterior­ mente será transportado hacia los horizontes minerales. Las pérdidas de materia de la masa edáfica consisten en la eliminación de material superficial por erosión del suelo y por lixiviación, el "lavado" que se realiza hacia niveles inferiores y la eliminación de materia por infiltra­ ción del agua excedente del suelo a través del perfil. El desplazamiento de los materiales en el interior del suelo se lleva a cabo mediante diversas vías, cada una de ellas debida a diferentes causas y a menudo especialmen­ te relacionadas con el régimen hídrico del suelo. Dos procesos simultáneos de transporte típicos de un régi­ men údico son la eluviación y la iluviación. El primero consiste en el transporte hacia niveles inferiores de partí­ culas más finas, particularmente coloides (tanto minera­ les como orgánicos), transportándolos desde un horizon­ te superior (normalmente la parte inferior del horizonte A); véase figura 2 2 . 1 0 . La eluviación deja tras sí granos gruesos minerales del esqueleto. En climas húmedos frescos, el horizonte A2 formado por eluviación contiene grandes cantidades de cuarzo y arenas o grandes tamaños de sedimento. La silialitización es un término aplicado a

398

este incremento en la proporción de sílice, debido a que éste permanece, mientras que otros minerales son elimi­ nados. La iluviación es la acumulación de materiales en el horizonte más bajo, traídos desde el horizonte superior (figura 2 2 . 1 0). Generalmente la iluviación sucede en el horizonte B. Los materiales que acumula pueden ser partículas de arcilla, partículas orgánicas (humus) o ses­ quióxidos de hierro y aluminio. El transporte de carbona­ to de calcio, o descalcificación, se lleva a cabo cuando el ácido carbónico reacciona con el carbonato. Los produc­ tos solubles son transportados hacia niveles inferiores. Su acumulación constituye la calc ificación, que puede lle­ varse a cabo en el horizonte B o C por debajo del solum. La precipitación de las sales solubles y el proceso inverso de eliminación de las sales constituyen la salinización y desalinización, respectivamente. Las transformaciones en la masa del suelo afectan tanto a los materiales orgánicos como a los inorgánicos. La descomposición de los minerales primarios en secunda­ rios es una de tales transformaciones ya descritas con detalle en el capítulo 1 2 . Por síntesis, l os nuevos minera­ les y los componentes orgánicos pueden estar formados a partir de los productos de la descomposición. La descom­ posición también afecta a los minerales orgánicos. La humificación, el proceso de transformación de los tejidos vegetales en humus, puede seguirse de una total desapa­ rición de la materia orgánica en forma de agua y di óxido de carbono por respiración. El grado de desarrollo de los horizontes " del suelo es el resultado de combinaciones complejas de los procesos pedogénicos ya citados. En el próximo capítulo, a medi­ da que sea descrita y definida cada clase y subclase de suelo tendremos oportunidad de explicar cómo los hori­ zontes varían en un lugar bajo la compleja interacción de los diferentes factores de formación de los suelos - subs­ trato, regímenes térmicos e hídricos, actividad biológica y tiempo. •

Horizonation, en inglés.

Los procesos de formad6n del suelo

·

CAPÍTULO

23

Suelos del m,undo

Desde el punto de vista de la geografía física el aspecto más importante de la pedología o edafología es la clasifi­ c:ición de los suelos en grandes clases y subclases en relación con su área de distribución sobre las superficies continentales terrestres. Los geógrafos están particular­ mente interesados en el modo cómo los aspectos climáti­ cos, substrato y morfología terrestre están relacionados con la distribución de los tipos de suelos. Los geógrafos también se interesan por los tipos de vegetación natural asociados con cada una de las grandes clases de suelos. La geografía de los suelos es de este modo un ingredien­ te fundamental en la determinación de las características del medio en cada una de las regiones del globo -impor­ tante para que la fertilidad del suelo, junto con la dispo­ nibilidad de agua dulce, constituya la medida básica del potencial del medio de una región para la producción de alimentos destinados a la especie humana. Sistema completo de clasificación de los suelos

A principios de los años cincuenta fue emprendido un esfuerzo corporativo nacional en los Estados Unidos a fin de desarrollar un completo y nuevo sistema de clasifica­ ción de los suelos. Los científicos del Servicio de Conser­ vación del Suelo (Soil Conservation Service) , las faculta­ des universitarias de cesiones de tierras y edafólogos de diversos países, participaron en las nuevas propuestas. Después de ir progresando a través de una sucesión de estadios durante un período de bastantes años, el nuevo esquema estaba listo para presentarlo a los pedólogos americanos en el V I I Congreso Internacional de Edafolo­ gía en 1960. Conocido al mismo tiempo como Séptima Aproximación (pues era la séptima de las series de revi­ siones ) , el nuevo sistema fue preparado por la Corpora­ ción del Servicio del Suelo del Servicio de Conservación del Suelo y fu e publicado en 1960. En la década siguien­ te se realizaron muchas adaptaciones y modificaciones. El nuevo sistema fue denominado Sistema Completo de Clasificación de los Suelos (SCCS) . En él se definen cada una de las clases estrictamente en términos de morfolo­ gía y composición de los suelos, que son, en definitiva,

Sistema compkto de clasificación de los suelos

las características del suelo en sí mismas. Más aún, las definiciones están hechas lo más cuantitativamente posi­ ble. Cada una de ellas fue realizada basándose en hechos que pudieran ser observados o inferidos, de manera que las decisiones subjetivas o arbitrarias para la clasificación de un suelo determinado fueron rechazadas. La SCCS reconoce y da una misma importancia a los tipos de suelos cuyas características derivan de las activi­ dades humanas, tales como un largo y continuado cultivo y la aplicación de enmiendas de cal y fertilizantes, así como también la ac.umulación de residuos de desechos humanos. Puesto que la ocupación humana y la explota­ ción agrícola de grandes extensiones de suelos se ha realizado desde hace siglos en las diversas partes del mundo, el reconocimiento de los suelos modificados por la mano del hombre es una realidad deseable en un sistema de clasificación. La terminología de la SCCS utiliza un gran número de nuevos vocablos que le confieren una ventaja mayor so­ bre los otros sistemas, puesto que las sílabas fueron se­ leccionadas para transmitir el significado deseado con respecto a las propiedades o factores genéticos relaciona­ dos con la clase de suelo. El sistema de clasificación de los suelos ;es conocido como taxonomía de los suelos; se basa en una jerarquía de seis categorías o niveles de clasificación. Están catalo­ gados con los números de clases reconocidos en cada ca­ tegoría. Órdenes Subórdenes Grandes grupos Sub grupos Familias Series

10

47

185 1 .000 (aprox.) 5 .000 (aprox.) 1 0.000 (aprox.)

Las cifras que se dan para las tres categorías inferiores se refieren tan sólo a los suelos de los Estados Unidos. Cuando se incluyen los suelos de todos los continentes, estas cifras, al menos las de las categorías inferiores, se verán incrementadas. Por otra parte, las cifras asignadas a

399

las tres primeras categorías se espera que permanezcan aproximadamente iguales, puesto que han sido designa­ das para proporcionar la clasificación de todos los suelos conocidos. Nos centraremos en los dos niveles superiores de la taxonomía -órdenes y subórdenes- para poder compren­ der las grandes diferencias entre los suelos de las dife­ rentes regiones. Resaltaremos aquellas unidades de ma­ yor extensión geográfica que poseen mayor importancia para poder entender las directrices que sigue la vegeta­ ción natural -bosques, praderas y desiertos- y las ten­ dencias de las unidades de los grandes suelos, que refle­ jan la diversa intensidad de los procesos de formación de los suelos que estudiaremos en el capítulo 2 2 . Horizontes de diagnóstico para una clasificación

Para poder comprender cómo se han diferenciado los 1 0 órdenes d e suelos, se requiere el conocimiento d e los horizontes de diagnóstico. Éstos han sido recogidos de nuevo de antiguos sistemas de clasificación, y han sido definidos rigurosamente, para así formar parte integrante del SCCS; no son meras reliquias del pasado. La definición básica de los horizontes del suelo es la misma que ofrecimos en el capítulo 22, pero necesita de una nueva redefinición cuando sea aplicada al S C C S . Un horizonte, entonces, e s una capa aproximadamente paralela a la superficie del suelo y que tiene una serie de propiedades obtenidas tras un proceso de formación. Las propiedades que caracterizan a un horizonte no son similares a aquellas que presenta la capa superior o infe­ rior a é l . Un horizonte se diferencia de los adyacentes por unos aspectos que en parte pueden ser observados y medidos en el campo, como pueden ser el color, la estructura, la textura, la consistencia y la presencia o ausencia de carbonatos. En algunos casos, sin embargo, las medidas de laboratorio son necesarias para comple­ mentar los aspectos reseñados en el campo. Consideraremos en primer lugar los horizontes de diagnóstico de los suelos minerales -aquellos que pre­ sentan una pequeña proporción (menos de un 20 %) de carbono orgánico en peso. Los criterios de diagnóstico de los suelos orgánicos serán considerados aparte, pues de­ finen el tipo de materia orgánica que está presente. Los horizontes se pueden agrupar en dos grandes divi­ siones: epípedons y horizontes de diagnóstico subsuper­ ficiales. Un epípedon (Gr. epi, "sobre") es simplemente un horizonte que se forma en superficie. Pero no es, sin embargo, lo mismo que un horizonte A, ya definido en el capítulo 22. Los horizontes subsuperficiales se originan por debajo de la superficie del suelo. En algunos casos son identificados como partes integrantes del horizonte A o B. Las breves descripciones de los horizontes de diagnóstico seleccionados que siguen a continuación, han sido realizadas a fin de ofrecer un esquema general de los horizontes, antes de ofrecer definiciones estrictas; las definiciones precisas necesarias en la clasificación de los suelos son excesivamente detalladas y precisas y ge­ neralmente son largas.

Epípedons Epípedon Móllico (L, mol/is, blando) . Horizonte superfi­ cial relativamente espeso y oscuro. Esta coloración más

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oscura se debe a la presencia de materia organica (humus) procedente de las raíces o transportada por animales subterráneos. El horizonte es, generalmente, rico en bases -calcio, magnesio y potasio- por lo que la saturación de bases (PSB) es del 50 % o más . La estructura es normalmente granular o de bloques, y los peds están muy sueltos cuando el suelo está seco. Epípedon Úmbrico (L. umbra, sombreado, oscuro ) : Hori­ zonte superficial oscuro parecido al Mollico, pero con un PSB inferior al 50 %. Epípedon Hístico (Gr. histos, tejidos) . Horizonte superfi­ cial de poco espesor y compuesto de turba, normal­ mente formado en lugares húmedos. El horizonte está saturado de agua durante 30 días consecutivos o más a lo largo del año (a menos que el suelo esté drenado artificialmente) . Las grandes acumulaciones de turba están asociadas con suelos orgánicos; éstos no están clasificados como epípedons. Epípedon ócrico (Gr. ochros, pálido) . Horizonte superfi­ cial de color claro que contiene menos de un 1 % de materia orgánica. Se incluyen también horizontes su­ perficiales muy delgados, o muy duros, o muy secos para clasificarlos como uno de los epípedons previa­ mente citados. Epípedon Plaggen (Ger. plaggen, "sod"•) . Capa superfi­ cial mayor de 50 cm de espesor y de producto humano debido a un largo y continuado abonado, incorporando también en él el abonado en verde o estiércol animal en el suelo. Este horizonte es corriente en Europa Occidental y raro en cualquier otra parte.

Horizontes de diagnóstico subsuperficial Horizonte Argílico (L. Argilla, arcilla clara ) . Horizonte iluvial (generalmente el horizonte B) y en el que las capas de silicatos se han acumulado por iluviación (véase capítulo 22) . Los cutan de la arcilla, llamados "a(gillans"normalmente están presentes. El horizonte argílico se suele formar bajo un horizonte eluvial (Al) . Horizonte Ágrico ( L. ager, campo) . Horizonte iluvial for­ mado bajo cultivo y que contiene grandes cantidades de sedimentos iluviales, arcillas y humus. El arado facilita el transporte hacia niveles inferiores de estos materiales los cuales se acumulan inmediatamente por debajo de la capa arada. Horizonte Nátrico ( L . natrium, sodio) . Aunque se ase­ meja al horizonte argílico, este horizonte presenta una estructura prismática y una elevada proporción de Na+, llegando a un 1 5 % o más de C I C . Horizonte Cálcico. Horizonte con acumulación d e carbo­ nato cálcico o carbonato de magnesio. Horizonte Petrocálcico. Horizonte cálcico endurecido, que no se rompe en partes cuando está humedecido con agua. Horizonte Gípsico. Horizonte con acumulaciones de sul­ fato de calcio hidratado (yeso). Plintitas (Gr. Plinthos, ladrillo) . Concentraciones ricas en hierro, generalmente dispuestas en forma de man­ chas rojo-oscuras, presentes en horizontes profundos y capaces de endurecerse como material rocoso, con el repetido humedecimiento y secado.

•N. del T.: La definición de "sod" es: capa superficial de las praderas en

la que se incluyen las hierbas con sus raíces y cierra.

S�los del mundo

Horizonte Sálico. Horizonte enriquecido con sales solu­ bles. Horizonte Álbico (L. a/bus, blanco) . U n horizonte de color claro, a menudo arenoso del que han sido elimi­ nados las arcillas y los óxidos de hierro. Por norma general forma el horizonte A 2, por encima del hori­ zonte Spódico. Horizonte Spódico (Gr. Spodos, cenizas de madera) . U n horizonte que contiene precipitados de materiales amorfos compuestos por materia orgánica y sesquióxi­ dos de aluminio, con o sin hierro. El horizonte Spódi­ co se encuentra generalmente en arenas de cuarzo y está formado parcialmente por iluviación. Se designa normalmente como horizonte Bir o Bhir, y se halla situado normalmente bajo un horizonte A2. Horizonte Cámbico (L. cambiare, intercambiar) . Hori­ zonte alterado con una textura tan fina o más que la arena más fina que haya perdido sesquióxidos o bases, incluyendo carbonatos, a través de la lixiviación. Aun­ que se considera como horizonte B, ha acumulado algo de arcilla si lo comparamos con el horizonte argílico; carece del color oscuro y la materia orgánica que caracterizan un epípedon, hístico, móllico o inclu­ so úmbrico. Horizonte Oxic (Fr. oxide, óxido) . U n horizonte muy alterado de al menos 30 cm de espesor, rico en arcillas y sesquióxidos de bajo C I C ( 1 6 o menos) . Permanecen en él pocos, o incluso no hay, minerales primarios capaces de liberar bases. Los horizontes Óxico son muy viejos y raramente se hallan lejos de las latitudes ecuatoriales, tropicales o subtropicales. ·

Otros horizontes o capas con valor de diagnóstico Duripan (L. Durus, duro ) . Horizonte subsuperficial den­ so y duro, cimentado por sílice y que no se reblandece por una humectación prolongada. Fragipan (L.fragilis, quebradizo) . Capa densa y modera­ damente quebradiza y frecuentemente presenta man­ chas de color. La poca cimentación se puede explicar por un fuerte endurecimiento y unión con la arcilla. El fragipan tiende a retrasar el desplazamiento del agua hacia niveles inferiores.

único, de forma que la selección de un criterio para uno determinado, excluye los miembros de todos los demás órdenes. El criterio a seguir puede ser: 1 ) grueso de la composición, ya sea de la materia mineral como la orgá­ nica (por ejemplo, tanto por ciento de arcilla o porcenta­ je de materia orgánica) ; o 2) grado de desarrollo de los horizontes; o 3) presencia o ausencia de ciertos horizon­ tes de diagnóstico; o 4) grado de alteración de los mine­ rales del suelo, expresados como l a capacidad de inter­ cambio de cationes (CIC) o como el porcentaje de saturación de las bases (PSB) . Aquellos científicos del suelo que idearon la taxono­ mía de los suelos sabían que las propiedades de un polípedon derivan de una única combinación de los pro­ cesos de formación de los suelos y las i nfluencias que reciben -el clima y los organismos que actúan sobre el substrato a lo largo de un período de tiempo y que además han sido influidos por la morfología terrestre. Una taxonomía de suelos que funcione, no puede ser, sin embargo, construida a partir de los procesos de forma­ ción de los suelos -como base genética que es- pues no siempre se dispone de esta información. Más aún, el origen de un hecho edafológico determinado está a me­ nudo sujeto a diferencias en cuanto a la interpretación de los procesos i nvolucrados. Aquí radica la explicación de por qué la taxonomía de suelos del SCCS se basa en hechos observables del perfil del suelo y hechos adicio· nales que pueden determinarse mediante el análisis de laboratorio de muestras de suelos. Como geógrafos no podemos aceptar una clasificación alfabética de los diez órdenes de suelos (tal como se realiza en la Corporación del Servicio del Suelo) . En su lugar, una agrupación natural y una ordenación de cada uno de los tipos probarán de tener un mayor significado, además de que pueden ser de la mayor utilidad. Sin embargo, las tres grandes agrupaciones que nosotros em­ plearemos no están reconocidas dentro del SCCS. Una breve exposición introducirá cada orden de suelo en la secuencia posterior: Suelos con horizontes poco desarrollados o sin hori­ zontes y susceptibles de una alteración mineral muy in· tensa: Entisoles:

Suelos carentes de horizontes.

lnceptisoles:

Suelos que presentan unos horizontes levemente desarrollados y que contienen minerales fáciles de alterar.

Materiales de diagnóstico de suelos orgánicos Materiales Fíbricos del suelo (L. fibra, fibra) . Materia orgánica compuesta de fibras rápidamente identifica­ bles como de origen orgánico. Un ejemplo lo constitu­ ye la turba de Sphagnum de terrenos pantanosos en climas fríos. Materiales Hérnicos del suelo ( Gr. hemi, medio) . Materia orgánica con un grado de descomposición intermedio entre el material fíbric y el sápric. Materiales Sápricos del suelo (Gr. Sapros, putrefacto) . Materia orgánica muy descompuesta; más denso que los materiales fíbricos y hérnicos, y con un pequeño contenido en fibras identificables.

Suelos con una gran proporción de materia orgánica. Histosoles:

Suelos con horizontes bien desarrollados o con minera­ les completamente· alterados resultado de una larga y continua adaptación a unos regímenes térmicos e hídri­ cos predominantes: Oxisoles:

Suelos de bajas latitudes muy antiguos· y alterados, que poseen un horizonte óxicos y un bajo valor de C I C .

Ultisoles:

Suelos d e regímenes térmico mesicos y cálido, con un horizonte argílicos y un bajo nivel de bases (PSB < 35 %).

Vertisoles:

Suelos de las regiones tropicales y subtro­ picales con un elevado contenido en arci-

Los órdenes de suelos

Cada polípedon pertenece a uno, y sólo a uno, de los diez órdenes de suelos. Cada orden posee un criterio

Los órdenes de suel.os

Suelos con una capa superior gruesa compuesta de materia orgánica

401

llas y que desarrollan amplios y profundos agrietamientos cuando están secos y que muestran un gran movimiento entre agregados notablemente manifiesto. Alfisoles:

Suelos de climas húmedos y subhúmedos con una elevada condición básica (PSB > 35 %) y un horizonte argílico.

Spodosoles:

Suelos con un horizonte spódico (hori­ zonte B) , un horizonte álbico (A2) con bajo C I C , y que carece de carbonatos.

Mollisoles:

Suelos que se encuentran principalmente en latitudes medias, con un epípedones móllicos y una condición básica muy ele­ vada, asociado con regímenes hídricos se­ miárido y subhúmedo.

Aridisoles:

Suelos de climas secos con o sin horizon­ tes argílicos, y con acumulación de carbonatos o de sales solubles.

Los nombres de cada uno de los órdenes de suelos combinan una serie de elementosformativoscon la sílaba sol, que significa suelo (tabla 23 . 1 ) . Dentro de cada orden de suelo se encuentran los subórdenes que oscilan en cuanto a número enue 2 y 7. Los subórdenes están definidos de diversas maneras pero los criterios que se utilizan para uno u otro pueden diferir completamente. Por ejemplo, dentro de algunos órdenes de suelos, los subórdenes están dispuestos co­ menzando por los suelos de los lugares húmedos en primer lugar, se sigue después con aquellos que presen­ tan un buen drenaje y se finaliza con los suelos de los medios secos. Cada régimen térmico o hídrico, o ambos, pueden utilizarse para definir cada uno de los subórde­ nes dentro de cada orden. Y en, todavía, otros órdenes, los subórdenes, están definidos según su contenido orgá­ nico o mineral. Seleccionaremos para nuestra descrip­ ción aquellos subórdenes más difundidos, generalmente sobre superficies elevadas bien drenadas y que posean una estrecha asociación con importantes tipos de vegeta­ ción. Los elementos formativos utilizados para los subórde­ nes están indicados en la tabla del apéndke Il. Estos elementos forman prefijos dispuestos con elementos for­ mativos de los nombres de los suelos. Por ejemplo, Bo­ ralf es un suborden de los alfisoles. El elemento bor tiene connotaciones relacionadas con climas fríos (bo­ real ) ; alt, es la partícula formativa de alfisoles. Tabla 23.1.

Elemento fonnadvo

Procedencia del elemento fonnadvo

Entisol Inceptisol Histosol Oxisoles Ultisoles Vertisoles Alfisol Spodosol

ent ept ist

Sílaba sin significado L. inceptum, iniciado Gr. Histos, tejido Fr. oxide, óxido L. ultimus, último L. verto, vuelta sílaba sin significado Gr. spodos, ceniza de madera L. mol/is, blando L. aridus, seco

402

Entlsoles

Los entisoles tienen en común las características de ser un suelo mineral y que carece de diferentes horizontes pedogénicos que persistirían después de un arado nor­ mal (la sílaba entde entisoles, no procede de raíz alguna, pero podría asociarse con "reciente") . Los entisoles son suelos en el sentido de que mantienen plantas, pero pueden existir en cualquier tipo de clima, y bajo cual­ quier tipo de vegetación. La carencia de horizontes de este tipo de suelos puede explicarse, o bien por el tipo de substrato, por ejemplo arena de cuarzo, en los que los horizontes no se forman rápidamente, o bien como una

Elementos formativos en la nomenclatura de los órdenes de suelos

Nombre del orden

Mollisol Aridisol

A lo largo del resto del capítulo tomaremos cada orden de suelo sucesivamente y lo definiremos, para luego seguir con aquellos subórdenes que tienen una mayor extensión y son importantes para entender la vegetación natural que crece sobre él, y su uso agrícola. La Lámina L.l es un esquema de los órdenes de suelos y los princi­ pales subórdenes. El mapa mundial de los suelos de la Lámina L.2 muestra la distribución mundial de los órde­ nes de suelos y un cierto número de los subórdenes más importantes, teniendo en cuenta que sobre extensas áreas (particularmente en las bajas latitudes) los límites en el mapa no están sustentados por observaciones de campo. Para determinar órdenes tales como los aridisoles, molli­ soles, spodosoles, ultisoles y oxisoles, su extensión sobre el mundo está fuertemente influenciado por los elemen­ tos de control del clima. A cada uno de estos subórdenes se les asigna un único color. En cuanto los Alfisoles, cada uno de los subórdenes está representado por un color diferente, queriendo indicar con ello que cada uno res­ ponde a un clima o a una zona latitudinal. Este tratamien­ to ayuda a simplificar el mapa y a acentuar las relaciones entre suelos y climas, lo cual ayuda a llevar a cabo nues­ tro objetivo, como geógrafos, de reconocimiento de im­ portantes modelos medioambientales en el globo, y sus posibles interrelaciones. La figura 23.l es un mapa de los diversos órdenes de suelos y los subórdenes más importantes de los Estados Unidos y el sur del Canadá. En él los límites de cada uno de los suelos están correctamente establecidos después de diferentes observaciones de campo. En el apéndice 11 se ofrece un mapa todavía más detallado de la misma área, con la indicación de todos los subórdenes.

OX

ult ert alf od oll id

Palabras mnemotécnicas de los elementos fonnadvos reciente inepto histología "ox" último invertir alfalfa "odd"(extraño) mullido árido

Suelos del mundo

t-..



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A

ALFISOLS A2 Boralfs A3 Udalfs A4 Ustalfs A5 Xeralfs

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FIGURA 23.1 . Órdenes de suelos en los Estados Unidos y Canadá. ( Servicio de Conservación del Suelo, Departamento de Agricultura de los EE.UU., 1972.) � o �

SPOOOSOLS

U ULTISOLS

500 km

Áreas con poco suelo

falta de tiempo para que se hayan formado bajo depósitos recientes de cenizas volcánicas o tierras de aluvión, o en pendientes afectadas por la erosión, o en suelos reciente­ mente perturbados por la acción del arado a una profun­ didad de un metro o más. Los entisoles se extienden por todo el globo, desde las zonas ecuatoriales hasta las árticas. Este tipo de suelos en los desiertos tropicales y subárticos son (junto con las áreas árticas de los inceptisoles) los más pobres, desde el punto de vista de potencial de producción agrícola. En contraste, los entisoles e inceptisoles de los lechos de inundación y de las grandes llanuras deltaicas, en climas cálidos y húmedos, se encuentran entre los más producti­ vos del globo, agrícolamente hablando, debido a su tex­ tura favorable, su gran contenido en nutrientes y las grandes reservas de agua que pueden retener. Las densas poblaciones agrícolas de la China Central y las planicies del Ganges Brahmaputra en la India y Bangladesh, son claros ejemplos de este hecho. De los cinco subórdenes de entisoles, tres merecen una especial atención. Fluventes (jluv. "fluvial") , están formados sobre aluviones recientes de los ríos. Pueden ser agrícolamente productivos debido a su equilibrada textura y su elevado contenido en nutrientes, característi­ cas inherentes a los suelos que están sustentados por sedimentos. LJs orthens (orth. "común"u "ordinario") ocupan extensas áreas; superficies afectadas por el glacia-. rismo tanto en el medio ártico como en el alpino. Los psamments (psam m. "arena") derivan de un substrato de textura arenosa y fueron depositados como dunas de arena o arena de playa. En los desiertos se suelen encontrar numerosas y extensas parcelas con este tipo de suelo, y que normalmente están rodeados por suelos de tipo aridisol . En los Estados Unidos tenemos como ejemplos notables de este suborden, la región de Sand H ills, en Nebraska, unas parcelas de praderas esteparias rodeadas por las dunas de arena de un campo de dunas que fue activo durante el Pleistoceno.

Inceptisoles Los inceptisoles están definidos únicamente por la suma de las siguientes propiedades: 1) El agua del suelo está disponible para las plantas durante más de la mitad del año y par,;. más de tres meses consecutivos durante la estación cálida. El régimen hídrico del suelo es en su mayor parte údico o perúdico. 2) Existencia de uno o más horizontes pedogénicos formados por alteración o concentración de materia, pero no hay acumulación de material transportado, a excepción de minerales carbona­ tados o sílice amorfo (no cristalino) . 3) La textura del suelo es tan fina como la de la arena poco franca. 4) El suelo contiene algunos minerales alterables. 5) La frac­ ción de arcilla del suelo contiene de una moderada a una alta ere. Los inceptisoles se encuentran en u na gran variedad de latitudes que cumplen el requisito en cuanto al régimen hídrico. Una región donde adquiere una enorme exten­ sión, es en la región de clima de tundra ( 1 2 ) . Los incepti­ soles también se encuentran en el alta montaña, asocia­ dos con el clima de tundra alpina; tales localizaciones se encuentran en todas las latitudes que bordean la zona ecuatorial. Los inceptisoles a menudo se hallan sobre superficies geomorfológicas relativamente jóvenes, por ejemplo, su­ perficies configuradas por el glaciarismo del último avan-

404

ce glaciar (Wisconsiniense, capítulo 2 1 ) . Debido a su juventud, estos suelos carecen de una diversificación de horizontes. Bajo el frío clima de tundra, con su perma­ frost, la descomposición química de los minerales resulta inhibida. Este tipo de suelos los hallamos también sobre sedi­ mentos aluviales recientemente acumulados en los le­ chos de inundación en los que la sedimentación no es muy activa, y se han podido desarrollar diferentes hori­ zontes pedogénicos. Estos lugares están resefiados en el mapa de suelos del mundo, ocupando una extensión que va desde la zona ecuatorial hasta las latitudes medias. Ejemplos de tal disposición lo constituyen los lechos de inundación de los ríos Mississippi, Amazonas, Congo, Ganges, Brahmaputra y las llanuras deltaicas de los ríos Nilo, I rrawaddy y Me-kong. De los cinco subórdenes de inceptisoles uno en parti­ cular merece especial atención. Los acuepts (aqu . "agua") son inceptisoles de lugares húmedos (terrenos pantanosos y marismas) . Cuando se afiade el prefijo cri, para acompafiar al nombre de este suborden formando la palabra criacuepts, indica el régimen térmico críico de este tipo de suelos. Éstos son importantes pues abarcan una amplia extensión en los climas árticos y subárticos del hemisferio Norte, donde también son conocidos como suelos de tundra ( Lámina L.2) y están caracteriza­ dos por una capa superficial de turba (epípedon hístico) .

Histosoles Los histosoles son característicos por su elevado conteni­ do en materia orgánica en los primeros 80 cm superiores de suelo (véase Lámina L.4 A) . Más de la mitad de este espesor posee entre un 20 y un 30 % de materia orgánica o más, o el horizonte orgánico puede reposar directa· mente sobre el lecho rocoso, o bien sobre fragmentos de éste. Muchos histosoles pueden estar formados por turba o estiércol, formados a partir de plantas más o menos descompuestas y que permanecen en lugares con acumu­ laciones de agua; pero algunos se han formado a partir de lecho forestal o pantanoso, o ambas cosas, en climas frescos continuamente humedecidos, pero son libremen­ te drenados. Los histosoles de los climas frescos son corrientemente ácidos en sus reacciones y contienen una pequefia canti­ dad de nutrientes vegetales. Las áreas más importantes de histosoles se hallan en los territorios noroccidentales del Canadá y la región coli ndante con la parte mericlional de la bahía de Iludson, en Manitoba, Ontario, y Quebec. Este tipo de suelos se puede hallar en latitudes bajas, siempre que unas condiciones de mal drenaje hayan favorecido las espesas acumulaciones de materia orgáni­ ca vegetal. Los histosoles que son estiércol (material fino de color negruzco y de consistencia viscosa) son agrícolamente valiosos en lechos donde antiguamente existían innume­ rables lagos de origen glaciar. Después de un adecuado drenaje y de aplicar abono en cal y fertilizantes estos suelos son altamente productivos para el cultivo de horta­ lizas. La turba de terrenos pantanosos se utiliza frecuente­ mente para el cultivo de arándanos (pantanos de aránda­ nos) ; la turba de Sphagnum es secada y embalada para su venta como cobertura del césped urbano y lechos de arbustos. La turba seca de los terrenos pantanosos ha sido utilizada desde hace siglos en Europa como combustible de baja graduación.

Sm!los del mundo

Oxisoles Los oxisoles son singulares por la combinación de tres características: 1 ) La alteración extrema de la mayoría de los minerales, diferentes del cuarzo, tales como sesquió­ xidos de hierro y de aluminio, y caolinita; 2) C I C de la fracción arcilla muy bajo; 3) Textura franca o arcillosa (franca arenosa, o más fina) . Normalmente se encuentra presente un horizonte de tipo oxic a dos metros de la superficie. Las plintitas se pueden hallar en las partes más profu ndas del perfil (véase figura 23.4 B) . Los oxisoles se desarrollan normalmente sobre las su­ perficies continentales de las regiones ecuatoriales, tro­ picaies y subtropicales, es decir, sobre zonas que son estables desde hace tiempo. M uchas de estas superficies son del Pleistoceno o más antiguas aún (algo así como dos millones de años) . Durante el desarrollo del suelo, el clima ha debido de ser húmedo. En algunas áreas, sin embargo, los oxisoles ocupan ahora medios estacional­ mente secos (clima tropical seco y húmedo) , debido al cambio climático que se ha ido experimentando desde su formación . Los oxisoles de las bajas latitudes carecen de una dive¡­ sidad de horizontes, a excepción de las capas superficia­ les oscurecidas, aunque se hayan formado sobre un subs­ trato fuertemente alterado. Los colores rojo, amarillo y marrón amarillento son normales en los oxisoles con u n buen drenaje, debido a l a presencia d e sesquióxidos de hierro (Lámina L.4 B) . Los aportes de nutrientes vegeta­ les suelen ser pequeños en general. Cuando se añade fósforo como abono, el suelo tiene la capacidad de fijarlo en forma inasequible para las plantas. La fracción arcillo­ sa está compuesta, en su mayor parte, por silicatos de la arcilla, pero con una importante proporción de sesquió­ xidos de hierro y aluminio. A pesar de la importancia de la fracción arcillosa de este tfpo de suelos, resultan frági­ les (fácilmente rompibles) y en los que el agua y las raíces vegetales penetran con facilidad. El mapamundi de suelos (Lámina L.2) muestra el do­ minio de los oxisoles en vastas áreas de África y Sudamé­ rica ecuatorial y tropical. Éstas corresponden a regiones con clima ecuatorial lluvioso ( 1 ) y clima tropical seco y húmedo (3) (véase también el mapamundi de los climas, Lámina C .2) . Los oxisoles y los ultisoles de las bajas latitudes fueron utilizados, anteriormente a la llegada de las nuevas tec­ nologías, por sistemas de agricultura itinerante; una gran proporción de estos suelos está utilizada ·a la antigua manera. Los niveles de nutrientes para las plantas son tan bajos, en condiciones naturales, que las producciones que se obtienen bajo labranza resultan muy pobres, espe­ cialmente después de que alguna de estas parcelas haya sido utilizada durante un año o dos. El uso de cal , abonos y otros productos industriales es necesario para elevar y mantener los niveles productivos.

Ultisoles Los ultisoles se caracterizan por las siguientes propieda­ des: 1) Presencia de un horizonte argílico; 2) Los aportes de bases intercambiales (CIC) son pequeños, particular­ mente en los horizontes inferiores; 3) La temperatura media anual del suelo es mayor de 8ºC . Un punto impor­ tante a considerar es que el porcentaje de saturación de las bases (PSB) disminuye rápidamente con la profundi-

Los órdenes tk siu!los

dad. Los niveles más elevados de PSB se encuentran en los primeros centímetros, de la parte superior, lo cual es reflejo del reciclaje de Jos cationes básicos por las plan­ tas, o las adiciones de fertilizantes. Los ultisoles suelen formarse, por lo general, bajo ve­ getación forestal en climas con un leve, a pronunciado, déficit hídrico estacional en el suelo, alternando con un período de excedente (regímenes údico y ústico) . De este modo, en la estación con excedente de agua, parte de ella pasa a través del perfil hasta alcanzar el substrato, permitiendo la lixiviación. El resultado es que las bases no retenidas en los tejidos vegetales son eliminadas. El horizonte B de este tipo de suelos, con un buen drenado, es característicamente rojo o marrón amarillento debido a Ja concentración de sesquióxidos de hierro (Lámina L.4 C) . El mapamundi de Jos suelos (Lámina L.2) muestra una amplia zona de dominio de Jos ultisoles en el sudeste de los E E . U U . , y otra zona situada al sur de China. Hay además importantes áreas de ultisoles en Bolivia, sur del Brasil, África Central y Occidental, India, Burma, Indias Orientales y nordeste de Australia. Tomando como referencia el mapa climático del mun­ do (Lámina C.2) observamos que el clima en áreas de u ltisoles oscila entre el clima subtropical húmedo (6) en la zona subtropical, al clima tropical seco y húmedo (3) y clima monzónico y de vientos alisios en el litoral (2) en la zona tropical. Estos climas poseen unos elevados exce­ dentes hídricos en una estación, aunque todos ellos cu­ bran un amplio espectro en cuanto a las características térmicas. Las superficies continentales en estas regiones han estado sometidas a una prolongada meteorización y erosión, de forma que la roca ígnea de la parte inferior, está profundamente afectada, formando un paquete de alteritas grueso. Los ultisoles de las bajas latitudes fueron utilizados, anteriormente al desarrollo de las nuevas tecnologías agrícolas, bajo sistemas de agricultura itinerante, a pesar de que todavía se encuentran en los lugares donde no han llegado los beneficios de la moderna tecnología y el capital . Los suelos son pobres en nutrientes vegetales, de forma que sin el aporte de cal y abonos, las producciones de los cultivos seguirán siendo bajas. Sin embargo, con un hábil manejo y una orientación hacia productos esen­ cialmente industriales, este tipo de suelos puede dar unas elevadas producciones.

Vertisoles Los vertisoles se definen por la combinación de las si­ guientes particularidades: 1) un elevado contenido en arcilla (montmorillonita) que se encoge e infla según las reservas de agua disponibles en el suelo; 2) presencia de profundas y amplias grietas en alguna estación, y 3) evi­ dencias de un movimiento en el suelo por la presencia de una cierta morfología tal como estriaciones, protube­ rancias y oquedades, o inclinación de los agregados es­ tructurales. Los horizontes están ligeramente esbozados, pero nunca claramente definidos (Lámina L.4 D). Las evidencias de movimiento antes mencionados re­ quieren una explicación. Las estriaciones (o acanaladu­ ras) sobre la superficie del suelo han sido realizadas por el movimiento de una masa de suelo contra otra (marcas de desgarre) mientras el suelo se encuentra en un estado húmedo y plástico. Las protuberancias y oquedades (en el original "gilgae ) son pequeños rasgos en el relieve que pueden configurarse como las ya citadas protuberan'

405

23.2. Losas de la acera basculadas debido al movimiento de suelos de tipo vertisoles (arcillas negras de Houston), Travis County, Texas. (Servicio de Conservación del Suelo, Departamento de Agricultura de los EE.UU.)

FIGURA

cias y oquedades o bien a modo de crestecillas con valles entre ellas. La agitación del suelo ocasiona la inclinación de los diferentes objetos que se hallan en la superficie , incluyendo cercados, aceras enlosadas . . . (figura 23.2) . Los vertisoles se forman generalmente bajo vegetación herbácea o sabanoide en los climas tropical y subtropical, con un moderado o pronunciado déficit hídrico estado· na!. Entre ellos se incluyen el clima tropical seco y húme· do (3) y el seco tropical , de subtipo semiárido ( 4s) . En alguna estación los suelos se secan suficientemente

FIGURA 23.3. Hendiduras en un suelo de tipo vertisol en el estado de Texas, las arcillas negras de Houston, durante un período de extrema aridez. El cultivo que hay plantado es el algodón. (Servicio de Conservación del Suelo. Departamento de Agricultura de los EE. U U . )

406

como para que el suelo se agriete profundamente (figura 23.3). Cuando llega la lluvia, algunas masas de suelo superficial caen entre las grietas antes de que se cierren, de forma que el suelo "se traga a sí mismo", lentamente. Los vertisoles son el tipo de suelos que más denomina· ciones han recibido a lo largo del globo. Ejemplos de ello lo constituyen los "suelos negros de algodón·; "arcillas negras" o "regur''. Los vertisoles se encuentran solamente en aquellas latitudes correspondientes a las zonas tropicales y subtro· picales. El mapa de los suelos de los EE.UU. (figura 23. 1 ) muestra tres estrechas franjas con este tipo de suelos sobre las llanuras costeras de Texas. Sobre la región India del Deccan, también podemos situar otra gran área con estos suelos, los cuales se forman sobre basaltos altera­ dos. Sobre el mapamundi se indican otras regiones como en Sudán, en el centro-este de África, y una amplia franja norte-sur en Australia Oriental. Los vertisoles tienen una capacidad de intercambio de bases muy elevada, sobre todo de calcio y magnesio; muchos de ellos poseen un pH neutro y la mayoría presentan cantidades intermedias de materia orgánica. Por otra parte, estos suelos retienen una gran cantidad de agua, debido a su fina textura, pero la mayoría de ésta es retenida por la arcilla montmorillonita, de forma que las plantas no pueden disponer de ella. En los lugares donde el cultivo del suelo dependa de la energía humana o animal , las producciones suelen ser bajas. Los problemas de utilización de estos suelos suele ser una cuestión complicada; por ejemplo, cuando el suelo está húmedo deviene altamente plástico y dificulta el trabajo, de modo que muchas áreas con vertisoles han sido abandonadas en forma de prados sabanoides, que proveen de pastos para los animales. Con el empleo de la nueva tecnología y los recursos energéticos, la producción de alimentos y de fibra en estos suelos podría ser bastante sustanciosa.

A(fisoles Los alfisoles se definen por las siguientes características: 1 ) un horizonte gris, marronáceo o rojizo (epípedon ócrico) no oscurecido por el humus, el cual se encuentra próximo a la superficie; 2) un horizonte de acumulación de arcillas (horizonte argílico) ; 3) un medio ·con un elevado porcentaje de saturación de bases (PSB ) ; 4 ) el agua del suelo está disponible para las plantas durante más de la mitad del año, o bien, durante· más de tres meses consecutivos a lo largo de la estación cálida. El horizonte B es un horizonte argílico ( Lámina L.4 E) . Enriquecido por la acumulación de los silicatos de las arcillas, está moderadamente saturado con bases inter­ cambiables tales como el calcio o el magnesio. El hori­ zonte A2 superior se caracteriza por la pérdida de bases, sílice y sesquióxidos. En el mapamundi de los suelos (Lámina L.2) las areas dominantes de alfisoles se encuentran en la parte central de Norteamérica, Europa, Siberia Central, norte de China y sur de Australia. Estas áreas corresponden a los climas húmedo continental ( 1 0) , el marítimo de costa Oeste (8) y el mediterráneo (7); (véase mapa climático mundial, Lámina C . 2) . Otras áreas importantes de alfisoles presen­ tes en el mapa son las localizadas en el Brasil Oriental; al oeste, este y sur de África; oeste de Madagascar; norte de Australia; este de la India e I ndochina. Estos lugares son de clima tropical seco y húmedo (3) y los subtipos semi­ áridos de los climas secos tropicales y subtropicales (4s y 5s) . Suelos del mundo

De forma global, los alfisoles son agrícolamente pro­ ductivos bajo una simple utilización, puesto que la canti­ dad de agua en el suelo es, generalmente, adecuada en una estación y las bases no son eliminadas. En Europa Occidental y China, los alfisoles junto con los incepti�J­ les, que se encuentran en las mismas regiones, han sus­ tentado a densas poblaciones desde hace siglos. De los cinco subórdenes de alfisoles, cuatro merecen especial mención, puesto que tienen una amplia localiza­ ción en regiones elevadas. Cada uno de ellos representa un clima y un régimen hídrico diferentes, de forma que será tratada separadamente en nuestro diagrama mundial de suelos y sobre el mapa (Láminas L . 1 y L.2) . Los boralfs (bor: "boreal") son alfisoles de las tierras forestales y frías de Norteamérica y Europa. Tienen u n horizonte superficial gris, un subsuelo marronáceo, y están asociados con una temperatura media anual menor de 8ºC. Los udalfs (ud: "húmedo") son alfisoles de latitudes medias y que están estrechamente relacionados con el clima húmedo continental ( 1 0) en Norteamérica, Europa y Asia Oriental (Lámina L.4 E) . Se forman bajo un régimen hídrico del suelo údico. La vegetación natural de Jos udalfs son Jos bosques de hoja caduca, pero actualmente están siendo explotados intensamente. Son altamente productivos cuando se les aplican cantidades moderadas de cal y fertilizantes. Los ustalfs (ust: L. ustus, "quemado") son alfisoles con una coloración comprendida entre el marronáceo y el rojizo a lo largo del perfil (Lámina L.4 F) y se encuentran en lugares de climas cálidos bajo un régimen hídrico ústic. Estos suelos se encuentran desde la zona subtropi­ cal a Ja ecuatorial y se hallan asociados con un clima tropical seco y húmedo (3) en el sudeste de Asia, África, Australia y Sudamérica. En África, el alto nivel de bases que contienen los ustalfs se puede deber a Ja constante precipitación de polvo fino transportado por los vientos predominantes del desierto tropical adyacente. Los us-

talfs del norte de Ja India y Pakistán son muy productivos, una vez han sido sometidos a irrigación y suelen ser Jos mayores productores de trigo. Por último, los xeralfs son alfisoles de régimen hídrico xéric, que encontramos en el clima mediterráneo (7) con sus inviernos frescos y húmedos, y sus veranos secos y cálidos. Los xeralfs son normalmente marronáceos y roji­ zos en su coloración (Lámina L.4 G) . Unos buenos ejem­ plos se encuentran en Jos valles costeros y del interior del centro y sur de California. Estos suelos tienen una elevada fertilidad y mantienen pastos para ganado, o bien el cultivo de viñas, cítricos o aguacates.

Spodosoles Los spodosoles tienen una única propiedad: un horizon­ te espódico (horizonte B) de acumulación (iluviación) de materiales oscuros y amorfos. Materiales que contie­ nen materia orgánica, componentes de aluminio y hierro por lo general, todo ello traído por eluviación desde capas superiores, desde el horizonte A (véase figura 23.4 A y Lámina L.4 H) . En un spodosol no perturbado, encon­ tramos sobre el horizonte B un horizonte A2 de color blanco o gris blancuzco. Es un horizonte álbico. Los spo­ dosoles son enormemente ácidos, pobres en nutrientes vegetales, tales como Jos cationes básicos de calcio y magnesio, y generalmente también pobres en humus. Suelen tener una textura arenosa y una capacidad de retención del agua, pequeña. Los spodosoles, con algunas excepciones, fueron for­ mados bajo cobertura forestal en climas de latitudes me­ dias que pueden ser frescos y húmedos. Comparando Ja distribución mundial de los spodosoles, con Ja de los climas (comparar láminas L.2 con C.2) se observa una ajustada correspondencia con Jos climas de bosques bo­ reales ( 1 1) . Los spodosoles también ocupan porciones septentrionales de los climas húmedos continentales (10) . La correspondencia con los bosques de hojas aciculadas

Clima cálido y húmedo

+�H��ifHfiMtffllti�M:�

No hay o hay pocos restos de materia orgánica Desilicatización

A

Sesquióxidos residuales Horizonte Óxico

Plintitas

e Iones hacia las corrientes

A.

Perfil de un Espodosol

23.4. Diagramas esquemáticos de la composición del perfil de un spodosol (A) y el perfil de un oxisol (B). Ambos tipos de suelos se desarrollan bajo un régimen hídrico del suelo caracterizado por un elevado excedente de agua. FIGURA

Los órdenes de suelos

407

(boreal) también es bastante nítida (véase Lámina M . 2 ) . Como en el caso de los inceptisoles septentrionales, las regiones de spodosoles son aquellas que han experi­ mentado los efectos de la más reciente glaciación conti­ nental; los suelos serán, en consecuencia, muy jóvenes. Sin embargo, los suelos del norte y parte central de Florida están clasificados como tales. Los spodosoles de las latitudes medias y altas son en su forma natural pobres, en términos de producción agríco­ la. Debido a sus características ácidas se les debe aplicar cal , por otra parte como son pobres en nutrientes, aque­ llos que se r..:quieren en l a mayoría de los cultivos se han de aplicar abonos y productos químicos industriales ne­ cesarios y en su adecuada medida. De esta forma pueden convertirse en terrenos muy productivos. Otro factor des­ favorable es la poca duración de la estación apta para el crecimiento, en las áreas más septentrionales con este tipo de suelo.

Molltsoles Los mollisoles se definen por la combinación de las si­ guientes características: 1) un epípedon móllico, hori­ zonte superficial marrón muy oscuro o negro que tiene más de un tercio del grosor de los dos horizontes A y B juntos, o bien tiene más de 25 cm de espesor y posee una estructura muy suelta, o una consistencia muy débil, cuando está seco (figura 2 3 . 5 ) ; 2) entre los cationes básicos extraíbles de los horizontes A y B predomina el calcio; 3) dominio de las arcillas cristalinas con una moderada, a alta, capacidad de intercambio de cationes ( C I C ) ; y 4) menos de 30 % de arcilla en algún horizonte si el suelo ha presentado grandes grietas durante alguna estación. Los mollisoles se forman generalmente bajo hierbas, en climas con un moderado a pronunciado déficit hídrico estacional. Unos pocos se forman sobre marismas, o so­ bre margas (fango compacto de carbonato cálcico) en climas húmedos. Si comparamos la distribución de estos suelos con la distribución de los climas ( Lámina L.2 con C . 2 ) , se puede observar una estrecha coincidencia de los mollisoles con el subtipo semiárido del clima seco de latitudes medias (9s), con el subtipo subhúmedo y partes contiguas del clima húmedo continental ( 1 0 sh y 10 h ) , y con el subtipo subhúmedo del clima subtropical húmedo (6sh) . En Norteamérica, los mollisoles dominan la región de los Great Plains, la de Columbia Plateau , y la parte septentrional del Great Basin. A lo largo de los llanos

A

Epípedon Móllico

B

Zona de exceso de carbonato cálcico

e

FIGURA

408

23.5.

D iagrama esquemático del perfil mollisoi.

costeros del Golfo de México y de la península del Yuca­ tán encontramos áreas más pequeñas con este tipo de suelos. En Sudamérica una extensa área de mollisoles cubre la Pampa de Argentina y Uruguay. En Eurasia se extiende una larga franja con este tipo de suelos desde la región oriental de Rumania, pasando por las estepas ru­ sas, Siberia y Mongolia, e introduciéndose finalmente en Manchuria. Debido a su buena textura granular y su alta saturación de las bases, los mollisoles se ubican entre los suelos más fértiles del mundo. Ellos producen ahora el mayor volu­ men de grano que se mueve en los canales comerciales del mundo. La mayoría de estos suelos no fueron puestos bajo cultivo para la producción agraria hasta la pasada centuria. Antiguamente eran utilizados principalmente para pastos de las manadas nómadas. Los mollisoles po­ seen características favorables para el crecimiento de los cereales en explotaciones intensivas, y son relativamente fáciles de labrar. La producción varía considerablemente de un año para otro debido a que la precipitación estacio­ nal es variable y la reserva de agua en el suelo es un factor limitante de la productividad. De los siete subórdenes de mollisoles hay cuatro que merecen ser destacados debido a su amplia localización en superficies elevadas con buen drenaje. Los borolls son mollisoles de las llanuras semiáridas con inviernos fríos (estepas) ( Lámina L.4 M ) . Los udolls son mollisoles de régimen hídrico údico, tienen tonali­ dades marronáceas a lo largo del perfil y no presentan horizontes de acumulación de carbonato cálcico ( Lámina L.4 L) . Estos suelos están asociados con las antiguas pra­ deras de hierbas altas y ocupan extensas regiones de Iowa, Illinois y Missouri, y que es conocido también como el cinturón de maíz (véase figura 2 3 . 1 y Lámina L.6) . Los ustolls son mollisoles de régimen hídrico ústico, poseen un horizonte de acumulación de carbonato de calcio blando y polvoriento que se desarrolla a una pro­ fu ndidad comprendida entre 50 y 1 00 cm (Lámina L.4 J) . Un horizonte petrocálcico también puede formarse a un metro' de la superficie. En el sudoeste de los Estados Unidos este horizonte es conocido como caliche (figu­ ra 23 .6) . Los ustolls están asociados con las praderas de

FIGURA 23.6. Horizonte petrocálcico compuesto de Josas rocosas y nódulos de carbonato de calcio, formado en un área de ustolls sobre las llanuras del Pecas en Nuevo México. Este material es conocido localmente como "calicohe" (A.N. Strahler.)

Suelos del mundo

����---, 80 �� 80 Zonas

N

N

Á rtico

70 66�

Círcu lo Polar Ártico

60

-

70 66�

- - - - - - - - - -/F--­

60

Subártico

50

50 Latitudes medias

40

40

30 23� 20

Subtropical

-

- - Trópico de Cáncer

30 ·

-

- - - - 23� 20

-

Tropical

10

10 - -- - - - - - -- - - - o

O - - - - Ecuatorial - - - - - - -

10 Tropical

20 23�

leo de Capricorn io

30

• - -

20 - - - - - - - - - - - - - - 23 �

- -- -

30

Subtropical

40

40 Latitudes medias

50

50

s

s

60 L--���� 60

D

O Oxisoles

U Ultisoles

D

D

Alfisoles Al Boralfs

A2 Udalfs V Vertisoles

D

Esquema de los órdenes de suelos

Órdenes de suelos

AJ Ustalfs

D D -

A4 Xeralfs

S Spodosoles

D D

O Aridisoles

T Suelos de tundra

M Mollisoles

y de los grandes subórdenes situados en u n imaginario supercontinente.

Lámina L.l

S U ELOS D E L M U N DO Sistema de Clasificación Completo de Suelos de los EE.UU. Basado en datos del Servicio de Conservación del Suelo. Departamento de Agricultura de EE.UU.

D

S Spodosoles

A Alflsoles

D D D D D D D -

Al Boralfs

A2 Udalfs

A3 Ustalfs

500

1 000 500

1000

isoo

Millas

Proyección Homoloseno1dal de Goode. Mapa base d e

A4 Xeralfs

Goode. Copyright po r la Universidad de Chteago. Reproducido ba¡o pe1m1so del Departamento de Geq¡1alia

20º

120'

140º

U Ultlsoles

O Oxlsoles

V Vertlsoles

M Molllsoles

Lámina L.2

D D D

O Aridisoles

T Suelos de tundra

H Terrenos montañosos (1 lnlandsis)

Suelos del mundo

Suelos del mundo

Lámina L.2

Este tocón de árbol, enterrado bajo varias capas de aluvión de textura fina nos evidencia un continuo

depósito de sedimentos en el delta del río McKenzie, en los territorios del noroeste, Canadá. Las capas de

permafrost son fáciles de distinguir en la parte

inferior de este corte en el margen del ríe. (Mark A . Melton.)

Capas inclinadas de cenizas volcánicas basálticas parcialmente

descompuestas (tefra) en la parte inferior de la ladera del extinto

volcán Haleakala, Isla de Maui, Hawai. El color pardo-rojizo indica la

presencia de óxidos de hierro-hematltas y limonitas. (Arthur N. Strahler.)

·

Capas de arenas y gravas bien clasificadas forman este

Depósito eólico de loess, mostrando líneas verticales,

del estado de New York. (Arthur N. Strahler.)

El suelo de color pardo es un fértil molllsol. (Arthur N. Strahler.

depósito fluvloglacial. Una explotación de gravas al sur

expuesto en una cata de un río en Vermlllon, Dakota del Sur.

Bloques de turba recién cortada dispuestos aparte para su secado;

serán utilizados como combustible doméstico. El suelo expuesto en esta zanja es un histosol. Isla de Skye, lnner Hebrldas, Escocia. (Mark A. Melton.)

Este suelo desértico gris, un arldlsol, tiene una elevada productividad cuando es cultivado e Irrigado. La

localidad es cercana a Pairo Sprlngs, California, en el valle Coachela. (Ned L. Reglein.)

Materiales del suelo

Lámina L.3

HISTOSOLES

A

Fibrist

( M innesota) (Pantanoso)

ALFISOLES

Udalf

( M innesota) (Podzol gris pardo)

Lámina L.4

OXISOLES

B

Orthox

ULTISOLES

C

( Puerto Rico)

Ustalf

(Texas)

D

( Carolina del Norte)

ALFISOLES

G

Xeralf

(California)

Udert

( Texas )

(Podzol rojo y amarillo)

(Latoso/)

ALFISOLES

Udult

VERTISOLES

( 'J'ropical negro)

SPODOSOLES

H

Humod

(Francia) (Podzólico)

Perfiles del suelo

MOLLISOLES

MOLLISOLES

MOLLISOLES

e

MOLLISOLES

I 3

.•

9

t

4

!2 Ustoll

Aquoll

( l owa )

MOLLISOLES

ARIDISOLES

Udoll

( I owa)

( Puerto Rico )

(Pradera)

(Rendzina)

(Chernozem)

(Prado)

L

Rendoll

K

( Dakota del Sur)

ARIDISOLES

ARIDISOLES

CM ·-

B

.. ·' o -::e:.. *"" · -�

1

\

30 2

Cea

60 3 90

'

J. 1

;

M

Boroll

( Montana) (Pardo)

Perfiles del suelo

N

Argid

(Arizona) (Rojo desértico)

O

Orthid

( Utah) (Gris desértico)

P

Orthid

( Nevada) (Solo11chak)

Lámina L. 5

U n horizonte sálico, q u e aparece e n l a fotografía como una capa blanca, se halla muy próximo a la superficie de este perfil Orthid (orden de los Aridisoles) en el desierto de Nevada. La escala adjunta está expresada en pies de medida; 1 pie = 30 cm. (Soil Conservation Service.)

Una delgada capa de limos y arena procedente de dunas ha sido depositada por el viento en este perfil de espodosol (capa de color marrón claro) enterrándolo parcialmente. El horizonte gris pálido del horizonte A2 está superpuesto a un horizonte B rojizo u horizonte espódico. (Arthur N. Strahler.)

Esta zanja al lado de esta pista de Story County (Iowa) deja al descubierto el perfil de un udoll (orden de los mollisoles) con un grueso epípedon móllico. El cultivo del campo contiguo es maíz, un típico producto de esta región. (Soil Conservation Service.) Imagen amplificada de cutans de arcilla (pieles) revistiendo e interconectando los granos de cuarzo. La barra de color blanca tan sólo tiene 2 mm de ancho. (Soil Conservation Service.) Manchas rojizas caracterizan a este horizonte plintita en un perfil Udult (orden de los ultisoles) en Carolina del Norte. La superficie mostrada tiene solamente 50 cm de anchura. (Soil Conservation Service.)

Lámina L.6

Horizontes del suelo

hierbas bajas de los High Plains de Dakota del Sur, Ne­ braska, Kansas, Oklahoma y Texas. Su gran capaddad para producir elevadas cantidades de trigo es legendaria. Los xerolls se encuentran en áreas con un régimen hídrico xérico, bajo un clima mediterráneo de áreas del interior y que presentan unos i nviernos frescos, húme­ dos, y unos veranos calurosos y con poca precipitación. Los xerolls tienen una coloración que varía entre el ma­ rrón y el rojizo a lo largo del perfil . Este tipo de suelos ocupan grandes extensiones en las regiones orientales de Washington y Oregón, Sur de Idaho y las regiones sep­ tentrionales de California y Nevada. En la región Palouse, centrada en el punto de encuentro de los estados de Washington, Orégón e Idaho, los xerolls poseen una capacidad de productividad muy elevada derivada del tipo de substrato, compuesto en su mayoría de depósitos eólicos. El trigo. y la patata son dos importantes cultivos en el suelo de Palouse. En la Lámina L.5 se ilustran, además, otros dos subór­ denes de mollisoles. Uno de ellos es el acuolls formado bajo un régimen hídrico acuico en regiones donde el suelo está estacionalmente saturado. Los aquolls se pue­ den encontrar en el valle del río Rojo al norte de Minne­ sota y Dakota. El otro suborden es el rendoll, formado sobre un substrato muy rico en caliza, normalmente bajo cobertura vegetal forestal. Presenta un horizonte C grue­ so y compacto de carbonato cálcico.

Arldisoles Los aridisoles vienen definidos por el conjunto de las siguientes propiedades: 1 ) carencia de disponibilidad de

Precipitación cm (pu lg.) 75-90 (30-35)

2500

m -o :J

agua para las plantas durante iargos períodos; 2) presen­ cia de uno o más horizontes pedogénicos; 3) un horizon­ te superficial u horizontes no oscurecidos de forma signi­ ficativa por el humus y 4 ) ausencia de grietas amplias y profundas. Los aridisoles no poseen, prácticamente, de agua dis­ ponible durante gran parte del tiempo en la que el suelo es suficientemente cálido para permitir el crecimiento de las plantas, por ejemplo, es superior a 5• C . Durante mu­ chos años el agua no está disponible para la vegetación en 90 días consecutivos, si la temperatura del suelo es superior a s· C. Las acumulaciones de carbonato soh a menudo cuantiosas en las profu ndidades del perfi l . Este tipo d e suelos forma condiciones que evitan l a entrada d e gran parte del agua, ya .sea por escasez de precipitación o ligeramente significativa; por una u otra razón el agua no penetra en el suelo. La vegetación está compuesta de plantas dispersas, hierbas efímeras y for­ biáceas, cactus y arbustos, todas ellas adaptadas a largos períodos de sequía. El mapamundi de suelos refleja que los aridisoles, comparando con el mapamundi climático (Lámina C.2), ocupan las regiones de los subtipos desértico y semide­ sértico de los climas secos tropical, subtropical y de latitudes medias ( 4sd, 4d, 5sd, Sd, 9sd, 9d) y de clima mediterráneo (7s y 7sd) . Estas mismas regiones están ocupadas por grandes extensiones de entisoles, ocupan­ do áreas de dunas de arena (psamments) o terrenos desérticos rocosos. La mayor parte de los aridisoles son utilizados tal como lo fueron en épocas pasadas, es decir, por pastoreo nóma­ da. Este uso viene dictaminado por la limitada precipita-

8000 Pies 7000

55-75 (22-30)

2000

45-55 ( 1 8-22) 6000

....

:;:; �

Aridisoles

1500 ·

···

· ···· · ······ ·· ····· ·

25-45 ( 10- 18) 5000

1 5 - 25 (6-10)

4000 1000 FIGURA 23.7. E l esquema representa la gradación de los suelos desde una cuenca semiárida (izquierda) hasta un clima fresco y húmedo (derecha) como si ascendiésemos desde las vertientes occidentales de Bighorn Mountains, Wyoming. (Según ]. Thorp.)

Órdenes

MOLLISOLES

ARlDlSOLES

Subórdenes Orthids

Argids

Ustolls

ALFlSOLES Udolls

Uda lfs

FIGURA 23.8. Esquema del cambio en el perfil del suelo desde u n desierto fresco y seco, al oeste, hasta un clima húmedo y fresco, en el este. (Según C . E . Millar, L.M. Turk y H . D . Forth, Fundamentals of Soil Science, publicado en ]ohn Wiley and Sons, Nueva York.)

Los órdenes de suelos

409

ción, que es del todo inadecuada para los cultivos sin el concurso de la irrigación. Localmente, donde los suelos poseen un buen suministro hídrico a partir de los ríos alóctonos o agua del acuífero, los aridisoles pueden lle­ gar a ser altamente productivos para una amplia variedad de cultivos, eso sí, siempre mediante la instalación de regadío (Lámina L.3) . Su.elos y altitud

Como explicamos en los capítulos 5 y 7, u n incremento en la altura comporta un descenso en las temperaturas del aire y un aumento en la precipitación orográfica. Al mismo tiempo los regímenes térmico e hídrico del suelo sufren un cambio. El efecto producido por la altura se pone de manifiesto, particularmente, en las vertientes de las cadenas montañosas aisladas y situadas en climas secos de l::ttitudes medias (9) . La figura 23.7 muestra u n perfil esquemático del suelo que cambia gradualmente a

medida que ascendemos como si siguiésemos las huellas de un horizonte del suelo desde el terreno de una cuen ca semiárida hasta la cima de una alta cadena montañosa -en este caso las montañas de Bighorn en Wyoming. En las partes inferiores (izquierda) es el perfil de un suelo correspondiente a un aridisol (un argid) . A medida que ascendemos encontramos el perfil de un ustoll, el cual bajo unas condiciones de fresco y humedad va gradando hasta convertirse en udoll , a una altura de 2 .300 m. Sobre las altiplanicies somitales, a unos 2.400 m, las condicio­ nes son semejantes a las de un clima de bosque boreal. En él, el perfil que obtenemos es el correspondiente a un spodosol, formado bajo bosques aciculifolios. Obsérvese que series similares de estas gradaciones de perfiles edáficos pueden hallarse en una travesía Oeste­ Este de los Estados Unidos, tal como se puede observar en la figura 23.8. Comenzando por el desierto septentrio­ nal de la Great Basin y cruzando todo el mediooeste nor­ teamericano.

SISTEMA DE CLASIFICACIÓN DE SUELOS DE MARBUT Uno de Jos pioneros en el estudio de la génesis de suelos y su clasificación fue V.V. Dokuchaiev, un geólogo ruso; sus estudios entre 1 882 y 1 900 Je condujeron al concepto de suelo como un cuerpo independiente; su carácter estaba determinado principalmente por los procesos climáticos y la actividad vegetal. Otro ruso, seguidor de Doku­ chaiev, K.O. G linka extendió el concepto de los distintos horizontes dentro del perfil del suelo. En los Estados Unidos, el mayor desarrollo de la ciencia edafológica entre Jos años 1920 a 1930, se debe a Curtis F. Marbut, quien trabajó como jefe de la división del Servicio del Suelo del Departamento de Agricultura de este país ( U .S.D .A. ) . Marbut tradujo al inglés el trabajo de Glinka, adaptando y modificando Jos criterios del pedólogo ruso y finalmente creó su propio sistema (Sistema de C lasifica­ ción Completo de los Suelos) para los Estados Unidos. Es el Sistema de Marbut, publicado por primera vez en 1 9 2 1 y revisado en Jos siguientes veinte años y q u e nosotros definimos en este trabajo.

EL SISTEMA DE MARBUT El primer nivel de división que establece Marbut de los suelos de latitudes medias es el que establece los pedo­ cals y Jos pedalfers. Los pedocals son suelos de climas semiáridos y áridos que se han formado al oeste de los Estados Unidos bajo un régimen climático de calcifica­ ción (explicado en el capítulo 22) en el que la evapora­ ción excede en promedio a Ja precipitación (figura 23.9) . Los pedalfers, suelos de climas húmedos, muestran una pronunciada lixiviación y se encuentran en la parte orien­ tal de los Estados Unidos, al este de la línea de 60 cm de precipitación media anual. Las sílabas al y fer, significan aluminio y hierro, respectivamente, referencia explícita a las características acumulaciones de sesquióxidos de hie­ rro y aluminio en el suelo. En el siguiente nivel de clasificación tenemos los órde­ nes de suelos, entre Jos cuales hay: los zonales, los intra-

410

Pedoca ls

23.9. Determinados por las características climáticas, los suelos de los Estados Unidos se pueden dividir en dos grandes grupos. (Según C.F. Marbut. Departamento de Agricultura de los EE. U U . ) FIGURA

zonales y azonales (figura 23.10 y tabla 23.2). Los suelos zonales están formados con unas condiciones de buen drenaje en el suelo a través de la acción prolongada del clima y la vegetación. Es el más i mportante y extenso, con gran diferencia, de los tres órdenes. Los suelos intra­ zonales están formados: a) bajo condiciones de un drena­ je muy pobre, en climas húmedos (por ejemplo, en terre· nos pantanosos, lechos de inundación de corrientes fluviales) ; b) sobre regalitos en superficies elevadas, con un alto contenido en CaC03; o c) en desiertos y cuencas costeras donde el suelo contiene una elevada proporción en sales solubles. Los suelos azonales no presentan u n perfil característico bien desarrollado, y a sea ryorque no han tenido suficiente tiempo para formaro;e o porque se ubican en laderas empinadas y que no permiten el desa· rrollo del perfil . Los suelos azonales incluyen entre ellos a los litosoles (suelos delgados situados sobre lecho roco­ so en las regiones terrestres montañosas) y los regosoles (suelos aluviales y dunas) .

Suelos del mundo

TABLA 23.2.

Sistema d e clasificación Marbut d e los suelos •

Palabras Orden zonal

Grandes Grupos de suelos

Suelos de colores claros podzolizados de regiones con bosques

Suelos Suelos Suelos Suelos

Suelos lateríticos de regiones cálidas. Subtropicales húmedas, tropicales y ecuatoriales

Latosoles: Suelos lateríticos marrón rojizos Suelos tropicales negros y gris-oscuros

podzólicos podzólicos pardos podzólicos gris-pardo podzólicos rojo-amarillos

Suelos de bosques y praderas de transición

Suelos chernozem degradados

Suelos oscuros de las praderas semiáridas subhúmedas y húmedas .

Suelos de pradera (brunizems) Suelos rojizos de pradera Chernozems Suelos castaños Silelos castaño rojizos y pardo-rojizos

Suelos claros de regiones áridas

Suelos pardos Suelos desérticos grises (süelos sierozems) Sueles desérticos rojos

Suelos de las regiones frías

Suelos de tundra Suelos de bosques árticos pardos

Orden lntrazonal Suelos hidromórficos de marismas, terrenos pantanosos, turberas y altiplanos

Suelos pantanosos Suelos de prados (Wiesenbóden) Suelos de prados alpinos Planosols

Suelos halomorfos de regiones áridas insuficientemente drenadas y depósitos costeros

Suelos salinos (Solonchak) Suelos alcalinos (Solonetz)

Suelos calcimorfos

Rendzi nas

Orden Azonal Litosoles Regosoles

Suelos aluviales Arenas (seco)

º Basado en datos del Departamento de Agricultura de los E E . U U . Agriculture

1938,

( 1 938)

Soils and Men Yearbook of

U . S . Govt. Printing Office, Washington D . C . Véanse páginas

En los órdenes zonal e intrazonal se encuentran mu­ chos subórdenes de suelos. En cada uno de ellos se encuentran los grandes grupos de suelos. En la figu­ ra 23.10 y la tabla 23.2 hay catalogados 18 grandes grupos de suelos. Algunos de los nombres reflejan la influencia rusa (podzo.1 , chernozem, solonchak, solonetz ) ; otros re­ flejan la influencia americana (suelos de praderas, suelos castaños, suelos pardos) . Los suelos zonales e intrazonales de los 48 estados contiguos de Estados Unidos y sur del Canadá están indicados en la figura 23 . 1 1 . La distribución en el mundo de los principales grupos de suelos zonales están refleja­ dos en la figura 2 3 . 1 2 . Continuaremos ahora con una breve descripción de cada uno de los suelos.

Sistema de clasiflcacíón de suelos de Marbut

993-995.

SUELOS DE CLIMAS HÚMEDOS Podz.ol

De los suelos zonales de los climas húmedos y frescos, los que poseen una mayor difusión son los suelos podzóli­ cos (o simplemente podzoles) . Se hallan estrechamente asociados con el clima de bosques boreales, la parte septentrional de los climas húmedos continentales y las partes más frescas de los climas marítimos de costa Oeste. El perfil de los podzoles es el ideal, o modelo de perfil , a partir del cual fueron reconocidos y designados originariamente los diversos horizontes (véase figura 22 .6) . Los detalles se muestran en la figura 23.4 A. En la

411

TODOS LOS SUELOS

Climas húmedos:

ORDEN ZONAL

ORDEN AZONAL

Litosoles (suelos d
Regosoles (suelos, aluviales dunas)

C hernozem

Suelos salinos

Suelos alcalinos

Suelos castaños

Suelos de pradera

Suelos pardos

"' "' -o .... o 2 "' � e ....

"' "' E E o. "'

Suelos castaño­ rojizos y suelos pardo­ rojizos

Rendzinas

1

.... u

Suelos desérticos grises Suelos desérticos COj(}S

"' �

=r

------,

O. INTRAZONAL

Pódzoles

Suelos pantanosos

Podzoles gris-pardos

Suelos de prados

Podzoles rojo-amarillos

Planosoles

Latoso les

Suelos de 1undra

23. 10. Sistema de Marbut de clasificación de los st.elos del mundo en órdenes de suelos y grandes grupos de suelos.

FIGURA

parte más superior, lindando con la superficie del suelo, tenemos una capa de hojas enmohecidas y de humus ácido; es el horizonte � ( Lámina L.4 H ) . Por debajo de éste, tenemos el horizonte A1 una capa ácida, de poco espesor, rico en humus y con un color que varía desde el gris pasando por el marrón amarillento, hasta el marrón rojizo. Este horizonte es rico en coloides y es la zona de interacción entre ácidos y bases. Por debajo de éste hal!a­ mos el horizonte A2, una zona con un característico color clareado. Es un horizonte fuertemente lixiviado del que han sido eliminados los coloides y las bases ( Lámina L.6) . El proceso de lixiviación corresponde a la eluvia­ ción, explicada en el capítulo 22 (véase figura 2 2 . 1 0 ) . Por debajo del horizonte A 2 del perfil del podzol, tenemos un horizonte B, una zona marronácea que está enriquecida por los coloides y bases arrastrados del estra­ to superior. El proceso de acumulación corresponde a la iluviación (figura 2 2 . 10) . El proceso completo de forma­ ción del perfil del podzol es conocido como podzoliza­ ción, el cual está ilustrado en la figura 23.4 A . Los podzol s e encuentran al norte d e la región d e los Grandes Lagos, sudeste del Canadá, y Nueva Inglaterra (figura 23 . 1 1 ) . Este tipo de suelos tienen una pobre fertilidad. La lixiviación de importantes componentes ve­ getales se puede observar a través de la asociación de los bosques de pináceas con el suelo. Las coníferas necesitan poca cantidad de cationes básicos, en consecuencia, los árboles no reponen estas bases a la superficie del terreno a partir de la cual, si se hiciese, podrían retornar a los horizontes superiores del suelo.

Suelos podzólicos pardo grisáceos El segundo gran grupo de suelos de climas húmedos es el formado por los suelos podzólicos pardo grises. Se diferencian de los podzoles en que l a lixiviación es me­ nos intensa y el color del suelo es marronáceo. El hori­ zonte A1 es un estrato de humus moderadamente ácido. El horizonte A2 es una zona de lixiviación de color ma.

412

rrón grisáceo. El horizonte B e s una espesa capa con un color que oscila entre el marrón amarillento y el marrón rojizo claro; posee una concentración de coloides y de bases ( Lámina L.4 E) . Los suelos podzólicos gris-marrones ocupan una exten­ sa zona de la región oriental y central de los Estados Unidos, donde la media anual de precipitación oscila entre 90 y 1 00 cm. Cuando son tratados con cal y fertili­ zantes, este tipo de suelos tienen un elevado rendimien­ to agrícola, sobre el que se desarrolla una amplia diversi­ dad de cultivos, así como un gran desarrollo de la ganadería con vistas a la producción de leche. Como una transición entre los suelos podzólicos gris marrones y los podzoles, tenemos los suelos podzólicos pardos, que se localizan en Nueva I nglaterra, y cuya posición la mostra­ mos en la figura 23. 1 1 .

Suelos podzólicos rojo amarillentos Al sur de los suelos podzólicos gris-marrones, en la zona cálida y que comprende la zona de clima húmedo subtro­ pical yace una gran área de suelos podzólicos rojo a mari­ llos. Corresponden al tipo podzólico y m uestran la carac­ terística lixiviación del horizonte A2 (Lámina L.4 C) . Los cálidos veranos y los atemperados inviernos favorecen la acción bacteriana que consume gran parte del humus. Los colores típicos, rojo y amarillo, se deben a los ses­ quióxidos de hierro. Los sesquióxidos de aluminio tam­ bién son abundantes en estos suelos. Los suelos podzólicos rojoamarillos responden bien a un tratamiento con fertilizantes y han sido importantes productores de tabaco, algodón y cacahuetes. Los suelos amarillos formados sobre regolito arenoso y fu ertemente lixiviado mantienen bosques de pinos "copas altas", de largas hojas y productores de resina. ·

Latoso/es Los suelos de las zonas tropicales y ecuatoriales, cálidas y húmedas pertenecen a la clase de los latoso/es (figu-

SW!los del mundo

40•

SUELOS ZONALES

Pz G BP GB RY Pr RPr Cz es RCh Br RBr NC

Suelos Suelos Suelos Suelos Suelos

podzólicos grises arbolados (Canadá) podzólicos pardos podzólicos gris pardos podzólicos rojos y amarillos

Suelos Sue los Suelos Suelos Suelos Suelos Suelos Suelos

de pradera rojizos de pradera chernozems castaños castaños rojizos pardos pardo rojizos pardos no calizos (pardos Shantung)

Sz RD

Sierozem (desérticos grises) Suelos desérticos rojos

SUELOS I NTRAZONALES

PI Rz So W Bg

Planosols Rendzinas Suelos solonchak y solonetz Wiesenboden, podzols con aguas freáticas y suelos sem ipantanosos Suelos pantanosos

SUELOS AZONALES

L A

Litosols y suelos poco profundos, sobre arenas, lechos de lava Suelos aluviales

23. 1 L Suelos de 48 estados contiguos de Estados Unidos y Canadá. (Modificado y simpl ificado del mapa de asociaciones de suelos de los Estados Unidos, según el Departamento de Agricultura de los E E . U U . , Soil Survey Division, en Yearbook of A merican Agriculture, 1938, publ icado por U.S. Government Printing Office, Washington, D . C . y Atlas of Canada, 1 957, Lámina 35, publicado por Canada Dept. of Mines and Technical Surveys.)

FIGURA

ra 23. 1 0 , tabla 23.2) . Están caracterizados por los siguien­ tes aspectos: 1) La descomposición química y mecánica de la roca madre es completa, debido sobre todo a las condiciones favorables al calor y humedad; 2) la sílice ha sido casi completamente lixiviada del suelo; 3) los ses­ quióxidos de hierro y aluminio se han acumulado en el suelo en forma de abundantes y permanentes residuos materiales; 4) carencia completa o casi completa de hu­ mus debido a la rápida acción bacteriana; 5) el suelo es característicamente rojizo debido a la presencia de ses­ quióxidos de hierro (Lámina L.4 B) . La suma total de los procesos asociados con el desarrollo de los latosoles es denominado laterización (véase figura 23.4 B) . Los latosoles son altamente favorables al crecimiento de la pluviisilva perenne de hojas anchas, del clima ecua-

Sistema de clasificación de suelos de Marbut

torial lluvioso. Otras extensas áreas con bosques de plu­ viisilva y monte arbolado son las asociadas con el clima tropical seco y húmedo. Los latosoles pierden rápida­ mente su fertilidad bajo cultivos agrícolas, puesto que la excesiva lixiviación ha eliminado los nutrientes vegetales en toda la delgada capa superficial . Relacionada con las partes más profundas del perfil tenemos las lateritas, un material que se endurece hasta adquirir una consistencia rocosa bajo una exposición a los efectos de secado del aire e capítulo 1 7) . No todos los suelos de los climas tropicales y ecuato­ riales húmedos son verdaderos latosoles. Las variaciones dentro del grupo de los latosoles incluyen los suelos lateríticos marrón rojizos (tabla 2 3 . 2 ) . Un tipo de suelos completamente diferente a los latosoles son los suelos

41 3

140º

130º

1 10º

120º

100º

90º ECUADOR

GRAN D E S G RU P O S D E S U E L O S DEL MUNDO Simplificado y modificado del mapamundi de suelos de A.C. Orvedal en la 1 1 .ª edición del Goode's World Atlas, 1960; editor Edward B. Espenshade, Jr. Reproducido bajo permiso de Rand McNally & Company, Chicago, I l linois.

� 0 • mm . m I� � ffi.

� bX�?J lffd#!�

Aluvial

'

Tundra Suelo pardo forestal ártico Podzoles

Podzoles gris pardos Podzol-latosoles rojoamarillos

Chernozem degradados Suelos de pradera chernozems Suelos castaños

o

y

y

Dm1 111 • D

60º

Suelos rojizos de pradera, r.astaño-rojizos y pardo-rojizos Desérti�os grises Desérticos rojos Suelos negros y gris oscuros de los trópicos secos y húmedos Suelos rojizos mediterráneos Rendzinas

y

Latosoles de las regiones tropicales secas y húmedas

40º

Latosoles de las regiones de bajas latitudes continuamente húmedas Suelos de montañas

pardos

Millas 1 000

2 000

3 000

(las verdaderas distancias se encuentran entre los meridia nos ¡;entrales y los paralelos O y 40) Basado en el Mapa Base de Goode. Copyright por la Universidad de Chicago. Reproducido bajo permiso de la University Chicago Press.

FIGURA 23. 12. Mapamundi de los grandes grupos de suelos de acuerdo con el sistema de clasificación de Marbut. (Adaptado y simplificado a partir del mapa de A.C. Orvedal, Departamento de Agricultura de los E E . U U . )

414

Stu!los del mundo

Sistema de clasificación de Stu!los de Marbut

41 5

tropicales negros y gris oscuros que se encuentran en regiones elevadas de África y la I ndia, allá donde predo­ minan los climas tropical seco y húmedo (figura 23 . 1 2 , Lámina L . 4 D ) . En ciertos lugares estos suelos oscuros coinciden con extensas áreas de lavas basálticas, como es el caso del antiplano del Deccan, en la I ndia.

SUELOS HIDROMORFOS (INTRAZONALES) Los suelos hidromorfos son aquellos suelos intrazonales asociados con marismas, terrenos pantanosos, o terrenos elevados mal drenados en climas que muestran una exce­ siva humedad. Tres grandes grupos de suelos se encuen­ tran dentro de esta categoría (tabla 2 3 . 2 ) . Los suelos pantanosos están formados bajo vegetación palustre en regiones con climas continentales fríos y húmedos. La glaciación continental ha creado numerosas cuencas con poca profundidad favorables a la formación de terrenos pantanosos. Los vegetales parcialmente des­ compuestos se acumulan en una espesa capa superior de turba ( Lámina L.4 A) . Por debajo de esta turba se encuen­ tra, a menudo, una capa de arcillas, humedecidas, poco estructuradas y conocidas como glei (o gley) Je color gris azulado, muy impermeable a la filtración del agua. Los suelos de prados ( Wiesenboden en la figura 23 . 1 1 ) están formados por lechos de inundación d e ríos donde el drenaje es ligeramente mejor que en los terrenos pan­ tanosos, pero pobre sin embargo. Una capa densa y rica en humus se desarrolla sobre un horizonte glei humede­ cido ( Lámina L.4 1) . Los planosoles, otro tipo perteneciente al orden de los suelos intrazonales, son suelos fuertemente lixiviados que se desarrollan sobre lugares planos o con una pen­ diente suave en superficies elevadas. Los horizontes del suelo son anormalmente gruesos (véase figura 22 .9) . Los planosoles tienen un horizonte arcilloso denso y grueso en climas húmedos. En climas subhúmedos estos suelos tienen un horizonte denso y cimentado.

SUELOS DE CLIMAS ÁRIDOS Y SEMIÁRlDOS

Cbernozems Entre los suelos zonales de los climas semiáridos y sub­ húmedos de las latitudes medias, el más característico y de mayor difusión, dentro de los grandes grupos de sue­ los, son los chernozems (figura 23 . 1 2 ) . Un perfil típico de chernozem está compuesto básicamente de dos capas (figura 2 3 . 5 y Lámina L.5 J) . I nmediatamente por debajo del césped encontramos una capa oscura rica en humus, el horizonte A, con un metro de espesor. En esta capa la estructura del suelo es nusiforme o de bloques. El hori­ zonte va gradando hacia el interior hasta formar el hori -· zonte B de color marrón o marrón amarillento, separán­ dose con una línea claramente definida de demarcación del horizonte C, más claro ( Lámina L.3, Lámina L.6) . Los suelos chernozem son ricos en calcio, el cual aparece en exceso formando un precipitado de carbonato de calcio en el horizonte B, en su parte inferior, o justo por debajo de él. Los chernozems, junto con sus parientes suelos casta­ ños y los pardos, desde hace tiempo han llamado la atención de los edafólogos rusos. Este tipo de suelos ocupan una enorme extensión de Ucrania, rodeando el mar Negro en su lado occidental, oriental y septentrional, y continúan internándose, a modo de un gran cinturón, hacia el este, en el interior de Asia (figura 23 . 1 2 ) . Estos mismos grupos de suelos son importantes en los Estados Unidos y Canadá, donde forman un cinturón Norte-Sur a través de los Great Plains e internándose en el centro de Texas (figura 23 . 1 1 ) . La localización continental de este grupo de suelos corresponde a unos climas con veranos calurosos y fríos inviernos. Los períodos de sequía, con una fuerte evaporación, secan en gran manera el perfil, de forma que los bosques no tienen facilidades para desarrollarse; sí en cambio, las hierbas de rápida flora­ ción. La presencia de una capa superficial de limos de origen eólico (loess) ha favorecido especialmente el de­ sarrollo de estos grandes grupos de suelos.

Suelos de pradera (brunizems) SUELOS DE TUNDRA Los suelos de tundra se extienden en las regiones perte­ necientes a las altas latitudes con clima de tundra, y que pueden ser considerados como zonales, junto a los pod­ zoles (figura 23 . 1 1 ) . De otra parte, debido a su pobre drenaje, son clasificados, algunas veces, como intrazona­ les. La alteración química de los minerales es lenta en un régimen frío, y parte del substrato está fragmentado por la acción mecánica de meteorización. Abunda el humus bruto turba. Los suelos de tundra no tienen un perfil característico, pero están compuestos por capas delgadas de arcilla arenosa y humus bruto. En parte de Alaska Central, principalmente en los valles de los ríos Yukón y Tanana, son suelos oscuros a los que se les ha asignado el calificativo de "gran grupo de suelos" tal como el suelo ártico forestal pardo (ta­ bla 23.2, figura 23 . 1 2 ) . El perfil tiene un horizonte A1 grueso, oscuro y rico en materia orgánica. Hacia el inte­ rior el suelo grada hacia colores marrones claros, finali­ zando con un horizonte C gris. Estos suelos pueden haberse originado sobre una capa inicial de limos eólicos (loess) .

416

Entre los suelos chernozem y los podzol gris-pardos de la región central de los Estados Unidos, se ubica una zona de suelos de pradera (o brunizems) ; forman un grupo de transición (figuras 2 3 . 1 0 y 23 . 1 1 ) . En esta zona los pro­ medios de precipitación anual se sitúan entre 60 y 100 cm disminuyendo rápidamente a medida que nos desplazamos hacia el oeste a través del cinturón. Los suelos de pradera tienen un perfil sjmilar al de los cher­ · nozems, pero difieren en lo que se refiere a la ausencia de carbonato de calcio (Lámina L.5 L) . Al sur de los suelos de pradera, en los Estados Unidos, tenemos un área lindante pequeña de suelos de· pradera rojizos (ta­ bla 2 3 . 2 , figura 23, 1 1 ) . Son, en l íneras generales, simila­ res a los de pradera, pero difieren en cuanto al color que es pardo-rojizo. Los suelos de pradera son extremada­ mente productivos, y en ellos se combina la fertilidad de los chernozems con un poco de clima húmedo, El cultivo más relevante que se da en él es el maíz.

Suelos castaños y suelos pardos En los costados áridos de los chernozems, tanto para América del Norte, como para Eurasia, se encuentran los

Suelos del mundo

cinturones de suelos castaños y de suelos pardos (figu­ ra 2 3 . 1 2 ) . El perfil del suelo castaño es bastante semejan­ te al de los chernozems, pero contiene menor cantidad de humus, de modo que pierde la oscuridad de su color. Los suelos castaños son fértiles bajo condiciones de una adecuada precipitación o bien si se proporciona regadío. Se hallan en zonas marginales, un tanto arriesgadas para su habitación, en las que alternan secuencias de sequía junto con períodos de una adecuada precipitación. Los suelos castaños se encuentran entre los castaños y los suelos desérticos. Al oeste de los Estados Unidos, los suelos pardos forman una franja de dirección Norte-Sur a lo largo de 10s H igh Plains y extendiéndose hacia las laderas orientales de las Rocosas (figura 2 3 . 1 1 ) . El perfil de los suelos pardos se muestra en la Lámina L.5 M, el cual revela una ·acumulación de carbonato cálcico muy endurecido en el horizonte C. El horizonte B muestra una estructura prismática. La pradera baja es la formación natural de este tipo de suelos, que son extensamente utilizados como pastos para carneros y ganadería en ge­ neral.

Suelos castaño-rojizos y pardo-rojizos Se extienden por las regiones semiáridas y subhúmedas de las zonas tropicales y subtropicales del mundo. Su color en las partes próximas a la superficie es pardo rojizo, para luego, más hacia el interior, pasar a un sub­ suelo de color rojo o pardo-rojizo más denso y llegar finalmente a una zona de acumulación de las calizas. Este tipo de suelos se les conoce como suelos castaño-rojizos y suelos pardo-rojizos (figura 23. 10, tabla 23.2) . Estos suelos se encuentran en las regiones de clima tropical seco y húmedo con una corta estación lluviosa y en los subclimas de estepa de bajas latitudes que los rodean. También ocupan las regiones de bajas latitudes de climas monzónicos y en Australia y en la región mediterránea, los climas de regiones mediterráneas (figura 23. 1 2 ) . En todas estas regiones las altas temperaturas del aire y las grandes deficiencias de agua son características durante una estación del año. La aridez en el ciclo estacional explica la presencia de carbonato cálcico en los estratos inferiores de estos suelos, mientras que el color rojo significa una abundancia de sesquióxidos de hierro que tienden a acumularse bajo un clima cálido.

Suelos grises desérticos y suelos rojos desérticos Los suelos de latitudes medias y de los desiertos tropica­ les se hallan en dos grandes grupos de suelos basados en el color: son los suelos grises desérticos y los rojos desérti­ cos (figura 2 3 . 1 0 y tabla 2 3 . 2 ) . Los suelos grises desérticos (también llamados siero­ zems) han adquirido un buen desarrollo en Wyoming y en los desiertos de Nevada, en la zona occidental de Utah y en las regiones meridionales de Oregón y de Idaho (figura 23 . 1 1 ) . Los suelos grises desérticos contienen poca cantidad de humus debido a la dispersión de la vegetación. Su color oscila entre el gris claro y el marrón grisáceo. Los horizontes están presentes, pero no son muy notables. Los excedentes de carbonato cálcico se encuentran a profundidades de más de 30 cm y toman un aspecto de costras calcáreas o caliche. En algunos lugares este depósito de carbonato tiene la apariencia de una capa rocosa dura ( Lámina L.5 O ) .

Sistema de clasificación de sm?los de Marbut

En los desiertos tropicales más áridos y calurosos se encuentran los suelos rojos desérticos (figura 2 3 . 1 2 ) . Su color oscila entre el gris-rojo pálido al rojo muy intenso ( Lámina L.5 N) . Los horizontes están pobremente desa­ rrollados; la textura es a menudo gruesa, con algunos fragmentos de roca madre a lo largo del perfi l . Al igual que en los suelos anteriores, se pueden encontrar depósi­ tos de carbonato de calcio.

SUELOS HALOMORFOS (INTRAZONALES) Los suelos halomorfos clasificados como intrazonales, se encuentran en los márgenes de cuencas lacustres desérti­ cas poco profundas o playas . En ellas las sales precipitan en forma de capas de limos y arcillas. Se conocen dos grandes grupos de suelos de este tipo: suelos salinos ' (solonchak) y suelos alcalinos (solonetz) (figura 23. 10, tabla 23.2 y Lámina L.5 P) . Los suelos salinos (o solonchak) contienen cloruros, sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de sodio, calcio, mag­ nesio y potasio. Estos suelos son de color claro y mues­ tran unos horizontes pobremente desarrollados (Lámina L.5 P) . Los suelos alcalinos muestran un predominio de sales sódicas, especialmente carbonato de sodio.

Suelos calcimoifos (intrazonales) Otra clase de suelos intrazonales es la de los suelos calcimorfos (tabla 23.2) . Estos suelos están fuertemente influenciados por la presencia de un substrato rico en carbonato cálcico. Un importante ejemplo de este tipo de suelos es el gran grupo de las rendzinas (figura 23. 10, Lámina L.5 K) . Las rendzinas presentan una capa superficial gris oscu­ ra o negruzca, superpuesta a un material gris claro o blanco muy rica en caliza ( Lámina L.5 K) . El perfil del suelo puede aparentar· una cierta inmadurez f".n su forma­ ción. Las rendzinas en los Estados Unidos se hallan en parcelas relativamente pequeñas limitadas en lugares geológicamente favorables. Un lugar particularmente in­ teresante es el Cinturón Negro de Alabama y Mississippi, unas llanuras delimitadas por terrenos con caliza poco consistente (figura 23 . 1 1 ) .

VISIÓN RETROSPECTIVA DEL SISTEMA MARBUT El sistema de clasificación de los suelos de Marbut co­ menzó a experimentar dificultades en los años posterio­ res a la 11 Guerra Mundial, a medida que se intensifica­ ban los estudios sobre suelos y se extendían por las regiones de bajas latitudes de África, Sudamérica, Eurasia y Australia. I mportantes y nuevos tipos de suelos fueron identificados y añadidos a la clasificación de Marbut, que inicialmente había sido diseñada para su empleo en las latitudes correspondientes a Norteamérica y Eurasia. En la década de los cuarenta, los edafólogos habían llegado a la opinión generalizada de que el conocimiento de los procesos de formación de los suelos de las bajas latitudes no era lo suficientemente avanzado como para poder otorgar una base suficientemente válida de trabajo, nece­ saria para una clasificación de los suelos del mundo. De este modo, el cuerpo de científicos del U . S . Department

417

of Agriculture, decidió comenzar de nuevo y construir un nuevo sistema de clasificación de los suelos, y con él, un nuevo sistema de nomenclatura para cada suelo que pu­ diera ser definido estrictamente sobre las bases de unas propiedades mensurables del perfil, como podían ser los regímenes hídricos y térmicos. Aunque el resultante Sis­ tema de Clasificación completo de los suelos, cubierto en la primera parte de este capítu lo, es actualmente el

que se utiliza preferentemente en las investigaciones efectuadas por los edafólogos en los Estados Unidos, en otros países sin embargo el sistema diseñado por Marbut sigue siendo utilizado en un nivel introductorio, pues suministra las bases de una amplia apreciación de la geografía de los suelos del mundo y sus relaciones con los climas del globo y con los modelos globales de vegetación natural y tipo de agricultura.

EL SISTEMA CANADIENSE DE CLASIFICACIÓN DE LOS SUELOS* La creación en el año 1 940 del Comité Nacional del Servicio del Suelo fue un acontecimiento en el desarrollo de la clasificación de suelos y de la pedología, en gene­ ral, en Canadá. Anteriormente a esta fecha, el Sistema de Marbut ( U . S . D.A.) fue empleado en este país, pero aun­ que la experiencia canadiense mostró que el concepto de suelos zonales era aplicable en las grandes llanuras occi­ dentales, se demostró también que apenas servía en el Canadá Oriental, donde el substrato y los factores del relieve ejercían una influencia dominante sobre las pro­ piedades del suelo y el desarrollo en muchas áreas. Los pedólogos canadienses observaron minuciosamen­ te la evolución del Sistema Completo de Clasificación de los Suelos, que se estaba realizando en los E E . U U . (SCCS) durante l a década d e los cincuenta y l a d e los sesenta, y finalmente adoptaron bastantes e importantes logros de este nuevo sistema. Sin embargo, los especiales requerimientos de un sistema nacional que fuera práctico para el Canadá, conllevó al establecimiento de un siste­ ma de clasificación independiente. Debido a que este país se hallaba completamente en una zona orientada hacia el Polo, en latitudes superiores a los 40º N, no había necesidad de incorporar todos aquellos órdenes que se encontraban en las bajas latitudes. Más aún, la vasta ex­ tensión del territorio canadiense lindando con los climas de bosque boreal y de tundra, necesitaba del reconoci­ miento, en el nivel taxonómico más elevado (el orden) , de suelos de las regiones frías, los cuales dentro del SCCS aparecen como subórdenes y aun como incluidos dentro de los grandes grupos -por ejemplo los cria­ quents y criorthents- que ocupan gran parte del mapa de suelos del norte de Canadá, sobre el paralelo so· (Lámi­ na L.2 ) . La filosofía predominante del sistema canadiense es del todo pragmática: el propósito es el conocimiento de los suelos en una vía razonable y práctica. El sistema es natural o taxonómico en el que las clases (taxones) se basan sobre propiedades de los suelos en sí, y no sobre interpretaciones de los suelos para sus diferentes utilizaciones. De esta manera, los taxones son conceptos basados sobre generalizaciones de las propiedades de las masas reales de los suelos, antes que conceptos idealiza-

•A lo largo de la presente sección, numerosas oraciones y frases han sido tomadas palabra por palabra o parafraseadas del siguiente trabajo: Canada Soil Survey Commitcee, The Canadian System ofSoil Classifica­ tion, Rama de Investigación del Departamento de Agricultura de Cana·

dá. Publicación

1646, 1978.

Tabla

recogidas de la misma fuente.

418

23.3

y figura

23.13.,

han sido también

dos de los tipos de suelos que resultarían de la acción de presumibles procesos genéticos. Al respecto, esta filoso­ fía concuerda con la que subyace en la del SCCS. Aunque los taxones en el sistema canadiense están basados sobre propiedades del suelo reales, que pueden ser observados y medidos, el sistema posee además un sesgo genético; aquellas propiedades o conjunto de propiedades que reflejan una génesis están favorecidas como distintivo en los taxones más elevados. De esta manera aquellos suelos que se hallan ju ntos dentro de un único orden de suelos, se contemplan como el producto de una secuencia simi­ lar de procesos de formación de los suelos dominantes, resultantes de unas condiciones climáticas bastante simi­ lares. El Sistema Canadiense reconoce el pedon como uni­ dad básica de los suelos y lo define tal como lo hace el SCCS. Los grandes horizontes minerales del suelo (A, B y C) también se definen de forma similar al sistema de los E E . U U . De esta manera se puede inferir que el sistema de clasificación canadiense de los suelos está más empa­ rentado con el estadounidense que con cualquier otro. Ambos son sistemas jerárquicos y los diversos taxones se definen sobre bases mensurables de las propiedades de los suelos. Sin embargo, difieren en bastantes aspectos. El Sistema Canadiense está diseñado para clasificar los suelos que se encuentran en Canadá solamente y no es un sistema integrado. El Sistema Estadounidense, por su parte, incluye los subórdenes, un nivel no reconocido en el canadiense. Puesto que el 90 % de la superficie de Canadá no es apropiada para la agricultura, el sistema canadiense no reconoce como horizontes de diagnóstico a aquellos que están fuertemente afectados por el arado y la aplicación de acondicionadores y fertilizantes en los suelos.

Horizontes del suelo y otras capas Las definiciones de clases en el Sistema canadiense están basadas principalmente sobre los tipos, grados de desa­ rrollo y las secuencias de los horizontes de los suelos y otras capas en los pedons. Los horizontes minerales más importantes son el A, B y C. Los horizontes orgánicos principales son el L, F y H, que son esencialmente lechos forestales con diferentes niveles de descomposición, y el O , que deriva principalmente de terrenos pantanosos, marismas o vegetación palustre. Las subdivisiones de los horizontes se denominan añadiendo unos sufijos en mi­ núsculas a los símbolos de los horizontes mayores; por ejemplo, Ah, o Ae .

Suelos del mundo

Tabla 23.3.

Subhorizontes y horizontes orgánicos del Sistem a Canadiense de Clasificación de los Suelos

Subborlzontes: sufijos b e

ca e

f g

h j k m n

p s sa

u x

y z

en

minúsculas

Horizonte del suelo enterrado Horizonte pedogénico cimentado ( irreversible) Horizonte con enriquecimiento secundario de carbonatos, en el que Ja concentración de caliza supera a un substrato empobrecido Horizonte caracterizado por eluviación de arcillas, hierro, aluminio, o materia orgánica sola o combinada Horizonte enriquecido con material amorfo, principalmente Fe y Al combinado con materia orgánica; rojizo en zonas próximas a su límite superior y amarillento en las partes inferiores Horizonte caracterizado por colores grisáceos, o muy moteado, o ambas cosas a la vez, indicativas de una permanente o intensa reducción Horizonte enriquecido con materia orgánica Utilizado como un modificador de Jos sufijos e, f, g, n y t, que denota Jos límites específicos del sufijo que modifica, a excepción de no poder encontrarlos Denota la pres encia de carbonatos lo cual viene indicado por una visible efervescencia cuando se aplica H C I al suelo Horizonte ligeramente alterado por hidrólisis, oxidación o soluciones, o las tres juntas, que dan un cambio en el color o en Ja estructura, o ambas cosas a Ja vez Horizonte en el que Ja proporción de Ca intercambiable a Na intercambiable es de un 10 % o menor. Debe además tener las siguientes características morfológicas distintivas: estructura columnar o prismática, revestimientos oscuros sobre la superficie de Jos peds y una consistencia dura o muy dura cuando estén secos Horizonte perturbado por las actividades del Hombre, tales como el cultivo, tala de árboles y el poblamiento Horizonte de sales, incluyendo el yeso que puede ser detectado como cristales o vetas o como una costra superficial de cristales de sal Horizonte con un enriquecimiento secundario de sales más solubles que Jos carbonatos de Ca y Mg; la concentración de sales supera Ja que se puede encontrar en u n empobrecido substrato Horizonte iluvial enriquecido con silicatos de arcilla Horizonte notablemente desorganizado debido a procesos físicos o faunísticos diferentes de Ja crioturbación Horizonte con carácter de fragipan ( U n fragipan es un horizonte subsuperficial margoso con una densidad de bloques elevada y con muy bajo contenido en materia orgánica) Horizonte afectado por Ja crioturbación manifiesta por unos horizontes y muy desorganizados o rotos, por incorporación de materiales procedentes de otros horizontes y clasificación mecánica de estos materiales Estrato helado

Horizontes orgánicos O L

F H

Horizonte orgánico desarrollado principalmente a partir de musgo�. juncos y material leñoso Horizonte orgánico caracterizado por una acumulación de materia orgánica procedente de hojas, leña menuda, material leñoso y en el que las estructuras originales son fácilmente identificables Lo mismo que L, en líneas generales, pero las estructuras originales son difícilmente reconocibles Horizonte orgánico caracterizado por materia orgánica descompuesta y en la que las estructuras originales son inident ificables

Los principales horizontes minerales A, B y C se defi­ nen de la siguiente manera: A:

B:

C:

Horizonte mineral formado en o cerca de, la superfi­ cie en la zona de lixiviación o eluviación de materia­ les en solución o suspensión, o de máxima acumula­ ción in situ de materia orgánica, o ambas cosas a la vez. Horizonte mineral caracterizado por un enriqueci­ miento de materia orgánica, sesquióxidos, o arcilla; o por el desarrollo de una estructura del suelo o por cambios de color que denota una hidrólisis, reduc­ ción u oxidación. Horizonte mineral relativamente inafectado por los procesos pedogénicos que operan en los horizontes anteriores A y B. Los procesos de gleización y la acumulación de calcio y magnesio y sales solubles pueden darse en este horizonte.

Los sufijos en minúsculas utilizados para designar las subdivisiones de los horizontes están indicados en la ta­ bla 23.3.

Orden bruntsóllco

Órdenes de suelos del Sistema Canadiense Los grandes taxones del Sistema Canadiense están forma­ dos por nueve órdenes de suelos. Catalogados siguiendo un orden alfabético son los siguientes: Brunisólico Chernozémico Criosólico

Gleysólico Luvisólico Orgánico

Podzólico Regosólico Solonétzico

La tabla 23.4 cataloga los grandes grupos dentro de cada orden.

Orden bruntsólico La característica fundamental del orden brunisólico es la de que presentan unos horizontes Bm de color pardusco bajo vegetación forestal . Pueden estar bien drenados y canalizar bien el agua o con un drenaje imperfecto. Se pueden encontrar en una gran variedad de medios climá-

4 19

Tabla 23.4.

Grandes Grupos de Su elos del Sistema

Canadiense de Clasificación de los Suelos

Orden

Gran grupo

Brunisólico

Brunisol Brunisol Brunisol Brunisol

melánico éutrico sómbrico dístrico

Chernozémico Pardo Pardo oscuro Negro Gris oscuro Criosólico

Criosol túrbico Criosol estático Criosol orgánico

Gleysólico

Gleysol húmico Gleysol Gleysol Júvico

Luvisólico

Luvisol gris pardo Luvisol gris

Orgánico

Fibrisol Mesisol Humisol Fo liso!

Podzólico

Podzol húmico Podzol ferrohúmico Podzol humoférrico

Regosólico

Regosol Regosol húmico

Solonétzico

Solonetz Solonetz solodizado Sólod

ticos y vegetales incluyendo los bosques boreales; bajo bosque mixto, arbustos y hierbas o con brezales y tundra. Comparados con los suelos chernozémicos, que en su modelo ideal carecen de horizonte B, los brunisólicos presentan un ligero horizonte B de acumulación, lo cual se puede atribuir a la humedad del medio. Este tipo de suelos carecen del horizonte B de diagnóstico podzólico propio de los suelos podzólicos, en los que la acumula­ ción en el horizonte susodicho está fuertemente desarro­ llado. Los brunisoles melánice mostrados en el perfil de la figura 2 3 . 1 3 pueden encontrarse en St. Lawrence Low­ lands bordeando los suelos podzólicos (figura 23. 1 4) . Quizás los suelos brunisólicos se podrían entender en sus rasgos generales como el equivalente de los suelos forestales pardos de la clasificación de Marbut.

asociación de arbustos y forbiáceas. La mayor extensión de este tipo de suelos se encuentra en las frescas llanuras interiores del oeste del Canadá, subhúmedas o subáridas. La mayor parte de los suelos chernozémicos están helados durante algún tiempo cada invierno, y durante el verano también se secan por algún período. La temperatura me­ dia anual es superior a los o· C , pero inferior a los 5 ,5° C. El clima asociado con este orden de suelos es general­ mente la variedad semiárida (o de estepa) de los climas secos de latitudes medias (figura 2 3 . 1 4) . U n aspecto esencial e n la definición de los suelos de este orden es que deben poseer un horizonte A (general­ mente Ah) en el que se ha acumulado la materia orgáni­ ca, además de otros requerimientos. Los horizontes A tienen por lo menos 1 0 cm de espesor; su color puede variar entre el marrón oscuro y el negro. Generalmente tienen una buena estructura, suficiente para que no ad­ quiera un aspecto macizo y duro, como tampoco un aspecto blando y suelto cuando se seca. El perfil mostra­ do en la figura 2 3 . 1 3 corresponde al subgrupo Orthic del gran grupo de los suelos pardos; muestra un horizonte Bm que es normalmente de estructura prismática. El horizonte C es de acumulación de calizas (Cea) . Los suelos chernozémicos pueden identificarse con los cher­ nozems, los suelos castaños y los pardos de la clasifica­ ción de Marbut y con los mollisoles en el SCCS. Orden criosólico

Los suelos del orden criosólico ocupan gran parte del tercio norte de Canadá, donde el permafrost permanece próximo a las superficies tanto de los depósitos orgánicos como de los minerales. Los suelos criosólicos predomi­ nan al norte de la línea límite del arbolado, son comunes en el área forestal subártica en suelos con una textura fina, y se extienden en los bosques boreales en algunos materiales orgánicos y en ciertas áreas alpinas de regio­ nes montañosas. La crioturbación (intensa perturbación ocasionada por la actividad de hielo y deshielo) es típica de estos suelos, y puede ser indicada mediante ciertas formaciones en el terreno en forma de redes con clasifi­ cación de piedras o no, círculos, polígonos, estrías y hummoks. Los suelos criosólicos están formados tanto por mate­ rial mineral como orgánico, que presentan permafrost a un metro o dos de la superficie, si más de un tercio del pedon ha sido fuertemente crioturbado, lo cual viene indicado por una interrupción, m dcla o rotura de los horizontes. El perfil que se muestra en la figura 2 3 . 1 3 pertenece al subgrupo Orthic d e l gran grupo d e suelos Criosol Estático. Obsérvese la presencia de horizontes superficiales orgánicos L, H y O, así como el delgado horizonte Ah. Los suelos criosólicos están estrechamente relacionados con los suelos de tundra del Sistema de Marbut y los criaquepts del SCCS. Orden gleysólico

Orden chernozémico

El rasgo que define el orden chernozémico es el de que son suelos bien o imperfectamente drenados, con hori­ zontes superficiales oscurecidos por la acumulación de materia orgánica de la descomposición de vegetación herbácea xerofítica o mesofítica y forman comunidades representativas de praderas o bosques con prados, con

420

Lo suelos del orden gleysólico tienen marcas que indican una saturación periódica o prolongada de agua, y condi­ ciones de reducción. Se encuentran generalmente en asociación poco u niforme con otros suelos en el paisaje. Los suelos gleysólicos se relacionan, corrientemente, con un nivel freático elevado en algún período del año, o bien, están temporalmente saturados sobre una capa rela-

Suelos del mundo

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Brunisólico

Chernozémico

Criosólico

Gleysólico

Luvisólico

Podzólico

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Solonétzico

1 00

23 . 1 3 . Perfiles esquemáticos representativos de ocho de los nueve órdenes del Sistema Canadiense de Clasificación de Suelos. Las líneas oblicuas representan la proporción en profundidad y grosor de cada uno de los horizontes. (Los planos horizontales son, en realidad, aproximadamente horizontales dentro del pedon.) Véase la tabla 23.3 para conocer el sentido de la simbología. (Según Canada Soil Survey Committee, Research Branch, Departamento de Agricultura de Canadá, 1978.� FIGURA

tivamente impermeable. Algunos suelos de este tipo es­ tán sumergidos bajo aguas poco profundas a lo largo del año. La vegetación es, por supuesto, higrófila. El perfil que se muestra en la figura 2 3 . 1 3 es del gran grupo de suelos gleysol . Posee un espeso horizonte Ah y el hori­ zonte Bg es grisáceo mostrando un típico policromado de condiciones de reducción. Orden luvisólico

Los suelos de orden luvis6lico generalmente tienen unos horizontes eluviales (Ae) con colores claros y unos hori­ zontes B (Bt) iluviales en los que se acumulan silicatos de arcilla. Estos suelos se desarrollan preferentemente en lugares con buen o imperfecto drenaje, sobre un substra­ to de margas arenosas o arcilloso con saroración de sus bases, bajo vegetación forestal y en climas que varían de subhúmedos a húmedos y de temperados a muy fríos. La génesis de los suelos luvisólicos se cree que presenta tres fases: la suspensión de la arcilla en la solución del suelo, cerca de su superficie; un movimiento hacia el interior de la arcilla suspendida junto con la solución del suelo, y el depósito de la arcilla trasladada hacia la profundidad del perfil, donde cesa el movimiento hacia el interior, o bien se vuelve más lento. El perfil representado en l a figu­ ra 2 3 . 1 3 corresponde al subgrupo Orthic del gran grupo de los luvisólicos gris-pardos. Los suelos luvisólicos se encuentran desde el extremo sur de Ontario a la zona donde se forma el permafrost y desde Terranova hasta Ja Columbia Británica. La mayor área de este tipo de suelos es la que se refiere a los luvisólicos grises, que se encuentran en el centro y la

Orden orgánico

parte septentrional de los llanos interiores, bajo bosques de caducifolios, perennifolios y coníferas. En este empla­ zamiento puede relacionarse con los boralfs, correspon­ dientes al orden de los alfisoles en el Sistema de Clasifi­ cación Completa de Jos Suelos. Los luvisólico gris-par­ dos del sur de Ontario pueden identificarse como el suborden de los udalfs. Estos últimos también podrían relacionarse con los suelos podzólicoos gris-pardos del Sistema de Marbut. Orden orgánico

Los suelos de orden orgánico están compuestos, en su mayor parte, de materiales orgánicos. Componen la ma­ yor parte de los suelos corrientemente conocidos como turba, estiércol o suelos palustres. Los suelos orgánicos contienen un 1 7 % o más de carbono orgá nico (30 % de materia orgánica) por peso. La mayor parte de este tipo de suelos están saturados de agua durante unos largos y prolongados períodos. Se suelen hallar en depresiones pobremente o muy mal drenadas y terrenos llanos, en regiones de climas subhúmedo o perhúmedo y que pro­ ceden de la vegetación que crece en tales emplazamien­ tos. Sin embargo, existe un grupo de suelos orgánicos que están compuestos por capas de hojas muertas super­ puestas sobre la roca o material fragmentado; los suelos de este tipo se localizan en pendientes pronunciadas y raramente están saturados por el agua (en la figura 2 3 . 1 3 n o s e representa ni un perfil de este tipo d e suelos ) . Los suelos orgánicos pueden relacionarse con los suelos pan­ tanosos intrazonales del Sistema de Marbut y con los histosoles del SCCS.

42 1

l.

Podzoles, Brun isoles

2.

Luvisoles, Brunisoles, roca

3.

Brunisoles, roca

4. 5. 6.

Suelos chernozémicos

7.

Brun isoles, Gl eysoles

8. 9.

Orgánicos, Criosoles

10. 11. 12.

E - Edmonton W - Winnipeg O - Ottawa

Luvisoles, orgá n icos Luvisoles

Podzoles, Brunisoles, orgánicos Brun isoles, Criosoles, roca Criosoles, roca y hielo Principalmente roca

Equivalencias aproximadas en la taxonomía de suelos Bruniso l - l nceptisol Chernozémi co-Moll isol

Gleysol-l nceptisol , h ú medo

Criosoles-l n ceptisoles con permafrost

Orgá nico-Histosol

Luvisol-Alfisol Podzol-Spodosol

FIGURA 23. 14. Mapa generalizado de las regiones de suelos de Canadá ( Cortesía del Land, Resource Research Institute, Agriculture Canadá) . (La ilustración procede de Fundamenrals of Soil Science, 7.ª ed., por Henry D. Froth [Wiley, 1984].)

Orden podzólico

Los suelos de orden podzólico poseen un horizonte B en el que el producto predominante de acumulación es un material amorfo compuesto principalmente por materia orgánica humificada en diferentes grados, junto con hie­ rro y aluminio. Típicamente este tipo de suelos presenta texturas gruesas o medias, con un substrato ácido, bajo bosques o brezales y en climas que oscilan entre ser muy frescos a muy fríos, y de húmedos a perhúmedos. Los suelos podzólicoos pueden ser rápidamente reconoci· bles en el campo. Poseen generalmente unos horizontes orgánicos superficiales L, F y H. La mayoría de los suelos podzólicos presentan un horizonte B (Bh) cuyos colo­ res varían entre el marrón rojizo y el negro, y su límite superior está claramente definido. El perfil que se repre­ senta en la figura 2 3 . 1 3 corresponde al subgrupo Orthic del gran grupo de suelo Podzol Húmico.

422

Los suelos podzólicoos están estrechamente emparen­ tados con los del mismo nombre en el Sistema de Marbut y con los espodosoles (Orthods) del SCCS. Orden regosólico

Los suelos regosólicos tienen unos horizontes ligeramen­ te desarrollados. La carencia en cuanto a la formación de horizontes genéticos se puede explicar de diversas ma­ neras: por la juventud del substrato, o a tierras de recien­ te aluvión; inestabilidad del material; los aportes coluvia­ les de pendientes expuestas a desprendimientos de tierras; naturaleza del material, por ejemplo arenas forma­ das en su mayor parte por cuarzo; factores climáticos, condiciones de frío seco. Los suelos regosólicos pueden tener un rápido y buen drenaje, o bien un drenaje imper­ fecto del agua. Se pueden encontrar en una gran variedad de vegetación y de climas. El perfil representado en la

Suelos del mundo

figura 2 3 . 1 3 corresponde al grupo Orthic del gran grupo de los Regosoles. Tiene solamente una delgada capa de horizonte A húmico (Ah) y un horizonte superficial de materiales orgánicos. Los regosólicos se corresponden con los l itosoles y suelos aluviales azonales del Sistema Marbut y con los entisoles del SCCS. Orden solonétzico

Los suelos del orden solonétzico tienen un horizonte B de dura consistencia cuando están secos y que se convier­ ten en una masa húmeda e hinchada, de muy baja per­ meabilidad cuando se humedecen. Generalmente el ho­ rizonte B de los solonétzicos presenta una macroestruc­ tura prismática o columnar que irrumpe en unos peds, en bloques duros o extraordinariamente duros, con unos recubrimientos oscuros. Los solonétzicos se hallan en lugares que presentan un substrato salino en regiones de características semiáridas o subhúmedas de los llanos áel interior, en asociación con los chernozémicos y peque­ fias extensiones de suelos luvisólicos y gleysólicos. La mayoría de los solonétzicos están relacionados con una cobertura vegetal de hierbas y forbiáceas. El perfil repre­ sentado en la figura 23 . 1 3 corresponde al subgrupo pardo del gran grupo de los solonetz. Los solonétzicos se cree que se han desarrollado a partir de un substrato más o menos uniformemente sali ­ no, con sales con un elevado contenido en sodio. La lixiviación de las sales por la infiltración del agua de lluvia, probablemente conlleva la desfloculación de los coloides saturados de sodio. Los coloides peptizados (proceso contrario a la floculación) son aparentemente arrastrados hacia el interior del perfil siendo acumulados en el horizonte B. Otras consecuencias de la lixiviación es la reducción de los cationes alcalinos en el horizonte A, el cual deviene ácido y se desarrolla un horizonte Ahe de estructura laminar. La capa inferior subyacente, el horizonte B (Bn, Bnt ) , está compuesta por peds colum· nares compactos, fusionados entre sí y con manchas de color oscuro. Este nivel está seguido por la ruptura es­ tructural de la parte superior del horizonte B y finalmen­ te su completa destrucción, en un nivel más avanzado, proceso conocido como solodnización. Los suelos solo­ nétzicos están correlacionados con los suelos intrazona-

Revisión a los suelos del mundo

les solonetz de la clasificación de Marbut y con el subor­ den de los argids, en el orden de los aridisols, en el sccs.

Revisión a los suelos del mundo

A lo largo de dos capítulos, siendo fieles a los elementos básicos de la ciencia del suelo, hemos delimitado impor­ tantes conceptos sobre la formación de los suelos y una breve descripción de cada uno de los órdenes y subórde­ nes. Uno de los temas dominantes ha sido el del papel del clima en la configuración de las características de los suelos. Ello ha permitido un buen empleo del conoci­ miento de los balances caloríficos e hídricos del globo, y más específicamente del balance hídrico del suelo. Aquellos suelos asociados con unos excedentes de agua, son notablemente diferentes en cuanto a estructura, com­ posición y fertilidad, de aquellos asociados con balances deficitarios del elemento agua en el suelo. De forma sorprendente, los suelos más fértiles, desde el punto de vista de los nutrientes vegetales, son aquellos que se encuentran en climas semiáridos -por ejemplo, los mo­ llisoles-. Un gran excedente en los climas cálidos de agua no ofrece unos suelos agrícolamente ricos debido a que bajo tales condiciones las bases nutritivas son lixivia­ das del suelo y las arcillas son alteradas hasta obtener variedades con una baja capacidad para retener cationes básicos, como en los oxisoles, por ejemplo. Hemos recalcado también que el carácter del suelo viene configurado por los organismos que viven en o sobre el suelo. Los tejidos vegetales suministran humus que influenciará profundamente en el perfil. Por otra parte, los vegetales reciben los nutrientes básicos, retra­ sando o impidiendo de esta manera que escapen del suelo . En los próximos tres capítulos volveremos al estudio de la biosfera. En primer lugar investigaremos el flujo de energía y la materia de la biosfera. En segundo lugar, desarrollaremos los conceptos básicos de la biogeografía -una aproximación geográfica a los ecosistemas y sus medios-. Y en tercer lugar, examinaremos la distribución global de la vegetación sobre los continentes, en busca de unos modelos de distribución relacionados con los tipos de suelos y controlados por los rasgos climáticos del globo.

42 3

CAPÍTULO

24

Flujos de energía y ciclos de inateria en la biosfera

Todos los organismos que viven sobre la tierra, junto con los medios ambientes en donde interactúan conforman lo que se conoce como la biosfera. Los mismos organismos, tanto si pertenecen al reino animal como al vegetal, también actúan entre sí. El estudio de estas interacciones -en forma de intercambios de materia, energía y estímu­ los de diversos tipos- entre las diferentes formas de vida y el medio, compone la ciencia de la ecología, con una amplia definición. La unión completa de todos los com­ ponentes que toman parte en las interacciones de un grupo de organismos, es conocida como sistema ecológi­ co, o más simple, ecosistema. La raíz eco proviene de la palabra griega que connota "casa"en el sentido de "vida familiar"conjunta y que interactúa dentro de una estruc­ tura física funcional. Para el geógrafo, los ecosistemas son parte de la com­ posición física de la capa viva. Un bosque, por ejemple, no es solamente una comunidad de organismos, es tam­ bién una serie de objetos físicos sobre la superficie te­ rrestre. Un bosque es físicamente diferente de una exten­ sa pradera de hierbas. Los fitogeógrafos saben de estas diferencias entre unos lugares y otros en el aspecto físico de la vegetación, e intentan crear categorías de la varie­ dad de tipos; cartografiar la distribución global de las formas vegetales. Los geógrafos también contemplan los ecosistemas como un sistema de recursos naturales. Los alimentos, las fibras, el combustible y la estructura material son produc­ tos de los ecosistemas; representan los componentes or­ gánicos almacenados por los organismos mediante el desembolso de la energía procedente del sol, básicamen­ te. Los geógrafos están interesados en la influencia del clima en la productividad de estos ecosistemas. El cono­ cimiento que tengamos sobre los climas del mundo, y la variación, a lo largo de éste, de los recursos hídricos de los diferentes suelos, verificarán de la forma más práctica la explicación de unos modelos globales de ecosistemas sobre los continentes. Los ecosistemas tienen aportes de materia y energía que son empleados en la construcción de estructuras biológicas, reproducción y mantenimiento interno nece­ sario de los niveles de energía. La materia y la energía

424

también son exportados desde el ecosistema. Un ecosis­ tema tiende a conseguir un equilibrio entre los diferen­ tes procesos y actividades que se desarrollan en su inte­ rior. Para la mayoría, estos equilibrios son muy sensibles y pueden ser fácilmente alterados o destruidos. La geo­ grafía física está íntimamente unida con la ecología. Por ejemplo, los organismos y sus procesos vitales desempe­ ñan un importante papel en la configuración de las carac­ terísticas del suelo.

El ecosistema y la cadena alimentaria Consideremos una marisma salina como un ejemplo de ecosistema (figura 24.1). En ella existen una gran varie­ dad de organismos algas y plantas acuáticas, microorga­ nismos, insectos, culebras y ástacos, así como unos orga­ nismos más grandes en tamaño como peces, pájaros, musarañas, ratones y ratas. Del mismo modo, hallaremos componentes inorgánicos: agua, aire, partículas de arci­ lla, sedimentos inorgánicos, nutrientes inorgánicos, mi­ cronutrientes y energía lumínica. Las transformaciones de energía en el ecosistema suceden por medio de una serie de escalones o niveles, conocidos también como cadena alimentaria o cadena trófica. Las plantas y algas forman en esta cadena lo que se denomina productores primarios. Éstos utilizan la ener­ gía lumínica para transformar el dióxido de carbono y el agua en hidratos de carbono (largas cadenas de molécu­ las de azúcar), para acabar, posteriormente, en otro tipo de moléculas necesarias para el mantenimiento de la vida. Este proceso de transformación de la energía se conoce como fotosíntesis. Los organismos encuentran en ella la base fundamental de la cadena alimentaria. En el siguiente nivel hallamos los consumidores pri­ marios (las serpientes, insectos, peces, etc.); viven a partir del alimento que les proporcionan los productores. A un nivel superior están los consumidores secundarios (los mamíferos y los pájaros); éstos se alimentan de los consumidores primarios. Como en muchos ecosistemas, hay niveles todavía superiores de alimentación: los halco­ nes y las lechuzas. Los transformadores se alimentan de Flujos de energía y ciclos de materia en la biosfera

Trama alimentaria, Productores, Consumidores

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FIGURA 24.1. Esquema de los flujos de un ecosistema de marisma salina en invierno. Las flechas indican cómo fluye la energía desde el sol a los productores, consumidores y transformadores. (Cadena alimentaria según R.L. Smith, 1966, Ecology and Field Biolouv Harper & Row Publishers, New York, p. 30, figura 3.1.) ·

los detritus, o materia orgánica putrefacta, procedente de diferentes niveles. Están formados por organismos mi­ croscópicos (microorganismos) y bacterias. La cadena alimentaria es realmente un sistema de flujos de energía que marcan la trayectoria de la energía solar a través del ecosistema. La energía solar es almacenada por una clase de organismos, los productores primarios, en los productos químicos resultantes de la fotosíntesis. En cuanto estos organismos son consumidos y digeridos por el nivel trófico superior, esta energía química queda libe­ rada, siendo de nuevo utilizada para nuevas reacciones bioquímicas, que producirán, de nuevo, energía química que será almacenada en el cuerpo de los consumidores. Cada nivel de transformación de energía está seguido por una pérdida de calor. Hemos de añ.adir, además, que gran parte del aporte energético de cada organismo debe ser consumida por la respiración. La respiración puede entenderse como la quema de combustible dedicado al funcionamiento del organismo; será tratado con mayor detalle en el siguiente apartado. La energía desembolsa­ da en Ja respiración se emplea en el mantenimiento del cuerpo, y ésta no puede ser de nuevo almacenada para su utilización por parte de otros organismos en los niveles superiores de la cadena trófica. Ello significa que, gene­ ralmente, tanto el número de organismos, como la masa total de tejidos vivos deberá decrecer drásticamente a medida que ascendemos en cada estadio de la cadena ali­ mentaria.

Fotosíntesis y respiración Definiéndolo en los términos más sencillos posibles, la fotosíntesis es la producción de hidratos de carbono. Los Fotosíntesis y respiración

hidratos de carbono es el término general empleado para designar un tipo de componentes orgánicos compuestos de elementos de carbono, hidrógeno y oxígeno. Las mo­ léculas carbohidratadas, como también se las conoce, están compuestas por largas cadenas con átomos de hi­ drógeno y moléculas hidroxil dispuestas a ambos lados. Podemos representar un único átomo de carbono con su átomo de hidrógeno y la molécula hidroxil de la siguien­ te manera -CHOH-. Los guiones inicial y posterior indi­ can que esta unidad es tan sólo una porción de la cadena. La fotosíntesis de hidratos de carbono requiere de una serie de complejas reacciones bioquímicas con Ja utiliza­ ción de agua (H20) y dióxido de carbono (C02), del mismo modo que energía lumínica. Una reacción quími­ ca simplificada de la fotosíntesis puede ser escrita del siguiente modo:

H20 + C02 + energía lumínica-. -CHOH- + 02 El oxígeno en su forma molecular, gaseosa (02) es un producto de la fotosíntesis. La respiración es el proceso contrario a Ja fotosíntesis, en el cual Jos hidratos de carbono son descompuestos, combinándose con el oxígeno, y produciendo dióxido de carbono y agua. El conjunto de la operación se expresa del siguiente modo: -CHOH- + 02 -. C02 + H20 + energía química Como en el caso de la fotosíntesis, la reacción real es mucho más compleja que la representada. La energía química liberada se almacena en diferentes tipos de mo­ léculas transportadoras de energía y son utilizadas poste­ riormente para sintetizar todas las moléculas biológicas necesarias para el mantenimiento de Ja vida.

42 5

Diagrama de flujos simplificado de los componentes esenciales de la fotosíntesis y de la respiración, a través de la atmósfera.

FIGURA 24.2.

En este punto puede ser de gran ayuda el reunir la fotosíntesis y la respiración en un ciclo continuo que incluye tanto el productor primario como al tranforma­ dor. La figura 24.2, muestra un circuito cerrado para el hidrógeno (H), uno para el carbono (C), y dos circuitos para el oxígeno (O). No estamos teniendo en cuenta que en cada molécula de agua y de hidrato de carbono hay dos átomos de hidrógeno, o que hay dos átomos de oxígeno en cada molécula de dióxido de carbono y en cada molécula de oxígeno en su estado gaseoso. Sola­ mente cuenta en esta representación la configuración del flujo. Un buen lugar para iniciar el circuito és el suelo, a partir del cual el agua es extraída e introducida en el cuerpo de los vegetales vivos. La fotosíntesis se lleva a cabo en las hojas verdes de las plantas, al mismo tiempo que la energía lumínica es absorbida por las células de las hojas. El dióxido de carbono, procedente de la atmós­ fera, también penetra en las hojas. También en ellas se libera el oxígeno que de este modo iniciará su ciclo atmosférico. Los tejidos vegetales, con el tiempo, mueren y caen a la superficie del suelo, donde son tratados por los organismos transformadores. Mediante el proceso de la respiración, el oxígeno es extraído de la atmósfera, o del aire del suelo, y se combina con los hidratos de carbono descompuestos. De esta forma se libera energía, y de nuevo el dióxido de carbono y el agua penetran en la atmósfera como gases. De este diagrama de flujos emerge un importante con­ cepto. La energía pasa a través del sistema. Proviene del sol, y retorna, finalmente, al espacio exterior. Por otra parte, los componentes materiales -hidrógeno, oxígeno y carbono- son reciclados dentro del conjunto del siste­ ma, del mismo modo que también lo son otros compo­ nentes materiales. Estos últimos son los nutrientes de las plantas, que resultan esenciales en el desarrollo de los vegetales. Los nutrientes son constantemente reciclados. Puesto que la tierra, como planeta, es un sistema cerra­ do, los componentes materiales no pueden abandonar nunca el sistema, sin embargo, sí pueden ser almacenados de otras formas y maneras de modo que no estén disponi-

426

bles para las plantas, por largos períodos de tiempo geo­ lógico. Desarrollaremos este concepto más extensamente en este mismo capítulo.

Fotosíntesis neta Debido a que la fotosíntesis y la respiración se dan de forma simultánea en la planta, la cantidad de carbohidra­ tos nuevos en reserva es menor que el total de hidratos de carbono sintetizados por la planta. De esta manera debemos distinguir entre fotosíntesis bruta y fotosíntesis neta. La fotosíntesis bruta es la cantidad total de carbohi­ dratos producidos en el proceso de la fotosíntesis; foto· síntes;s neta, es la cantidad de hidratos de carbono que permanecen en la planta, después de que la respiración haya roto las suficientes moléculas carbohidratadas para obtener energía para la planta. Ello se especifica tal como sigue: Fotosíntesis neta

=

Fotosíntesis bruta - Respiración

Puesto que la fotosíntesis y la respiración se realizan en las mismas células, la fotosíntesis bruta no puede ser

Intensidad lumínica

Y

FIGURA 24.3. La gráfica de Ja curva de fotosíntesis neta muestra una gran pendiente inicial que se irá estabilizando a medida que aumenta Ja intensidad lumínica.

Flujos de energía y ciclos de materia en la blosfera

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FIGUllA 24.4. Duración del período de luz diurna en diferentes latitudes a lo largo del año. La escala vertical nos ofrece el número de horas que el sol permanece sobre el horizonte.

medida inmediatamente. En cambio, sí podremos tratar con Ja fotosíntesis neta. En muchos casos, la respiración podrá ser tenida como una constante, de manera que el empleo de la fotosíntesis neta en Jugar de la bruta mos­ trará las mismas tendencias. La proporción de fotosíntesis neta depende enorme­ mente de Ja intensidad de energía lumínica disponible, y es creciente hasta un límite. La figura 24.3 muestra este principio. La proporción de fotosíntesis neta está indica­ da en el eje vertical, por la cantidad de C02 que absorbe una planta. Sobre el eje horizontal, Ja intensidad de luz se incrementa de izquierda a derecha. En primer lugar Ja fotosíntesis neta asciende rápidamente, en la medida que 10

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Los productores primarios captan Ja energía solar y la hacen disponible para así mantener a los organismos consumidores en los niveles superiores de Ja cadena trófica. Pero recordemos que la energía va perdiéndose a medida que ascendemos en cada nivel de la cadena, de



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El flujo d4! energía a lo largo d4! la cadena trófica

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también lo hace la energía lumínica; pero, más tarde, Ja proporción va dismiouyendo su crecimiento hasta situar­ se en un valor máximo, Jo cual se indica mediante el trozo de curva de menor pendiente. Por encima de este valor máximo, Ja proporción de producción fotosintética decae puesto que el exceso de luz ocasiona también un recalentamiento. Por el contrario, el incremento de Ja temperatura incrementa Ja actividad respiratoria, la cual compensa la producción bruta de la fotosíntesis. La intensidad lumínica suficiente para permitir el máxi­ mo de fotosíntesis neta es solamente de un 10 a un 30 % de toda la luz solar estival para Ja mayor parte de las plantas verdes. La energía lumínica adicional es, simple­ mente, inefectiva. La duración de la luz diurna deviene, entonces, en un importante factor en Ja proporción con la que los productos de la fotosíntesis se acumulan en los tejidos vegetales. Teniéndolo en cuenta, todo esto se· puede añadir al conocimiento que se tiene sobre la in­ fluencia de las estaciones y el cambio en el ángulo de incidencia de los rayos solares con Ja latitud. La figu­ ra 24.4 muestra Ja duración del período de luz diurna con el cambio estacional para una amplia variedad de latitu­ des en el hemisferio Norte. Para las bajas latitudes, los días no tienen una duración mayor de 12 h, en promedio, a lo largo del año; en latitudes más elevadas, los días son cortos durante el invierno, y largos en verano. En latitu­ des subárticas la fotosíntesis puede, obviamente, llevarse a cabo durante Ja mayor parte de las 24 h, y este factor puede compensar, en parte, Ja brevedad de Ja estación. La fotosíntesis también se incrementa con el aumento de la temperatura del aire, hasta llegar a un límite. La figura 24.5 muestra Jos resultados de un experimento de laboratorio, en el que el Sphagnum estuvo creciendo bajo una iluminación constante. La fotosíntesis bruta se incrementa rápidamente hasta llegar a un máximo con una temperatura de 20' C a partir de Ja cual se estabilizó. La respiración se incrementó de forma continuada hasta Ja temperatura límite del experimento. La fotosíntesis neta, que es la diferencia entre los valores de las dos curvas anteriores, ascendió hasta Jos 18' C a partir de Ja cual descendió bruscamente.

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Nivel 3 Nivel 2 Nivel 1

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1/10 Energía perdida

Productores

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80

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100 ºF

Variación de la respiración y la fotosíntesis bruta y neta, con la temperatura. (Datos de Stofelt, 1937 en A.C. Leopold, 1 967, Plant Growth and Development, McGraw Hill, New York, p. 3 1 , figura 2. 26.) FIGURA 24.5.

El flujo de energía a lo largo de la cadena trófica

0,01 100% 10 0,1 Porcentaje de energía almacenada FIGUllA 24.6. Porcentaje de energía que pasa al siguiente nivel de la cadena trófica, considerando que en cada escalón se pierde el 90 % de la energía.

427

forma que el número de escalones estará limitado. En general en cualquier nivel, entre el 10 y el 50 % de la energía almacenada en la materia orgánica de un nivel determinado puede ser transportada al nivel siguiente de la cadena. Por norma general, el límite normal de consu­ midores es de cuatro niveles. La figura 24.6 corresponde a un diagrama de barras en el que se representa el porcentaje de la energía transferi­ da al siguiente nivel de la cadena, cuando sólo el 10 % se desplaza de un nivel a otro. La escala horizontal está expresada en potencias de 10. En los ecosistemas conti­ nentales, la masa de materia orgánica también decrece con cada escalón que se asciende en la cadena. En el ejemplo de la figura 24.1 hay solamente unos pocos halcones y lechuzas en el tercer nivel de los consumido­ res, mientras que existen incontables individuos en el primer nivel. Estos hechos son un claro mensaje para la humanidad; nos dice que a medida que aumentamos el ganado vacuno, porcino, ovino o de aves de corral para nuestra alimentación, estamos despilfarrando una gran parte de los recursos totales del planeta. Estos animales en su papel de almacenadores de alimentos para el con­ sumo humano, han gastado 2/3 o más de la energía que ellos consumen a partir de la materia vegetal del nivel de los productores. Si por el contrario subsistiésemos básica­ mente con granos y otros alimentos vegetales, tales como legumbres, crecidps sobre una gran cantidad de tierras de labranza, nuestros recursos alimentarios podrían abas-

tecer a una población mayor. Aunque esta observación no se puede aplicar a muchas cabezas de bóvidos y óvidos que se mantienen sobre una gran cantidad de tierras de pastos que no son adecuadas para el cultivo de cereales, se refiere sobre todo a un concepto de eficacia.

Flujo de energía de las plantas verdes El sistema de flujos de energía de las plantas verdes se refleja en el diagrama A de la figura 24.7. La energía solar de onda corta que incide sobre las hojas verdes, es par­ cialmente reflejada, y en p�rte absorbida. Sin atender a la transformación a calor sensible dentro de la hoja, nos concentraremos en el proceso de la fotosíntesis por la cual la energía de onda corta se transforma en energía química almacenada en forma de moléculas en las célu­ las vegetales. Esta forma inicial de energía lábil significa con ella un tipo de energía que está continuamente sufriendo cambios por respiración y conversión de ener­ gía química almacenada en células más complejas. De esta forma el proceso de la respiración transforma la energía lábil en energía de la biomasa que es almacena­ da en los tejidos vegetales. La espontánea degradación -un proceso de oxidación- convierte a esta energía de la biomasa en calor sensible que es retenido y almacenado temporalmente. El calor sensible almacenado se vuelve disponible a través de la evaporación, y abandona el

Reflexión

Radiación solar

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1 1 1 1

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Conducción _________________ _______________________________

Ecs =calor sensible

Eoc = energía de onda corta

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Ec1 =calor latente

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Energía solar E oc

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428

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Pérdida de energía

FIGURA 24.7. Diagrama esquemático de los sistemas de flujo energético de una planta verde y de una cadena trófica.

Flujos de energía y ciclos de materia

en

la btosfera

Tabla 24.1.

Producción pn·maria para diference, ecosistemas Gramos por metro cuadrado y año Promedio

Variación nonnal

2.000 2.000 1.300 500 650 500 3

1.000-5.000 800-4.000 600-2.500 150-1.500 100-4.000 100-1.500 0-10

2.000

500-4.000 300-600 1-400

Continentes Selva de 12 zona ecuatorial

Pantanc·� dt agua dulce y marismas

Bosque de latitudes medias

Praderas de latitudes medias Tierras agrícolas Corrientes

y

lagos

Extremadamente desértico

Océanos Estuarios (de marea) Plataforma oceánica

350 125

Océano abierto

vegetal como calor latente y por radiación de onda larga o conducción directa a la atmósfera. El diagrama B muestra el flujo energético en la parte superior de la cadena trófica. Hemos empleado un pentá­ gono como símbolo taquigráfico que representará todo. los cambios de energía señalados en el diagrama ante · rior, y que conducen a su almacenamiento en la bjomasa. La energía biomásica almacenada en los productores pri­ marios provee de aporte al primer nivel de los consumi­ dores. Este mismo diagrama se repite para los niveles superiores de la adena trófica.

Producción primaria neta Los ecólogos botánicos miden la producción neta acumu­ lada por la fotosíntesis en términos de biomasa que es el peso seco de materia orgánica. Esta cantidad podría ser, naturalmente, definida por una única planta o animal, pero una forma más práctica es el cálculo de la biomasa producida por unidad de superficie, dentro del ecosiste­ ma -hectáreas, metros cuadrados, o pies cuadrados-. De todos los ecosistemas, los bosques son los que poseen una mayor biomasa; las praderas o las tierras de cultivo son comparablemente más pequeñas. Para las masas de agua dulce y las de los océanos, la biomasa es todavía más pequeña, aproximadamente del orden de una centé­ sima parte de la biomasa de praderas y cultivos. La proporción anual de producción de materia orgáni­ ca es la información vital que necesitamos, no la biomasa en sí misma. Una vez ha quedado establecido que ,los bosques son los que tienen una mayor biomasa, y los pastos la más pequeña, lo que queremos conocer es qué ecosistema es más productivo. En otras palabras, qué ecosistema tiene la mayor producción anual, en términos de recursos utilizables por el hombre. Para responder a la pregunta, volvemos a las cifras sobre producción neta primaria de los diferentes ecosistemas. La tabla 24.1 nos ofrece esta información en unidades expresadas en gra­ mos de materia orgánica seca producida anualmente en un metro cuadrado de superficie. Las cifras son meras aproximaciones, pero no obstante no dejan de ser signifi­ cativas. Obsérvese que los valores más elevados se en­ cuentran en dos medios bastante diferentes: bosques y tierras húmedas (estuarios). Las tierras agrícolas pueden ser comparables a los pastos, pero la variación de los valores es mayor en el primero, lo cual no es más que el

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60

Asia Asia

30

Océano Atlántico

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30

Océano Pacífico Océano Índico



30

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60

30 Áreas costeras -- Zonas de ascenso de agua

FIGURA 2-í.8.

60

Distribución de las principales zonas de pesca del mundo. Las áreas costeras

y las zonas de ascenso de aguas profundas suministran conjuntamente el 99 % de la

producción mundial. (Recogido por la National Science Board, National Science Foundation.)

Producción primaria neta

429

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20

30

40

50

60

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los estuarios y de los arrecifes, las zonas de ascendencia de agua fresca procedente de los fondos oceánicos son las más productivas. El ascenso de agua fresca aporta gran cantidad de nutrientes a la superficie e incrementa en gran medida el crecimiento de plantas microscópicas flotantes (fito. plancton), que a su vez sirven de fuente de alimentación para los animales marinos e11 la cadena alimentaria. En consecuencia, estas zonas poseen un gran valor piscícola. Un ejemplo de ello lo constituye la ya citada Corriente del Perú, próxima a la costa de Sudamérica. En esta área, innumerables individuos de una única especie de pez pequeño, la anchoveta, provee la alimentación de peces mayores y de pájaros. Los pájaros, a su vez, depositan sus excrementos sobre tierra firme, en la costa del Perú, y este depósito acumulado, denominado guano, es un ex­ celente abono.

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Precipitación media anual

La producción primaria neta aumenta rápidamente con el incremento de la precipitación, pero se estabiliza en los niveles altos. Los valores recogidos se hallan en su mayor parte dentro de la zona sombreada. (Datos de Wittaker, 1 970.)

FIGURA 24.9.

Producción neta y clima

reflejo de diversos factores, tales como la disponibilidad de agua en el suelo, la fertilidad del suelo y la utilización de fertilizantes y maquinaria. La productividad de los océanos es por lo general baja. Las zonas de los fondos oceánicos son las menos produc­ tivas de los ecosistemas marinos, sin embargo, al mismo tiempo representan cerca del 90 % del área oceánica mundial. Las plataformas continentales son bastante más productivas, y en realidad son las que proporcionan gran parte de la producción pesquera mundial hasta la actuali­ dad (figura 24.8). A excepción de las aguas someras de N

Zonas Ártico

l6i---Círculo Polar Ártico------60

Subártico

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Latitudes medias

40 30

Subtropical

23'> --Trópico

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Tropical

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Tropical

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Trópico de Capricornio -.,.-- :::-. . Subtropical 12 0�--"'

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400

600

Latitudes medias

50

s Diagrama esquemático de la producción primaria neta de materia orgánica sobre un imaginario supercontinente. Las unidades se expresan en unidades de gramos de carbono por metro cuadrado y año. Las cantidades representadas son solamente estimaciones. Comparar este mapa con el diagrama climático del mundo, Lámina C.1. (Basado en datos procedentes de O. E . Reichle 1 970.)

FIGURA 24.10.

430

El geógrafo está interesado en los factores climáticos que controlan la actividad orgánica. Además de la intensidad lumínica y la temperatura, un factor evidente y muy fun­ damental es la disponibilidad de agua. El déficit o exce­ dente hídrico del suelo podría ser el mejor factor climáti· co a examinar, pero los datos no están disponibles. Los ecólogos han puesto en contacto los conceptos de pro­ ducción primaria neta anual, con la precipitación media anual tal como se indica en la figura 24 .9. Los valores de producción están indicados para las estructuras de las plantas que se hallan sobre la superficie terrestre. Aun­ que la productividad se incrementa rápidamente con la precipitación, en la parte inferior de la gráfica, desde los climas "desérticos" , pasando por los "semiáridos"y fina­ lizando por los "subhúmedos" , parece que tiende a esta­ bilizarse a medida que se aproxima a la fracción "húme­ da" del gráfico. Aparentemente, un amplio excedente hídrico conlleva consigo algún efecto compensador, tal como la eliminación de los nutrientes de las plantas por lixiviación. Combinando los efectos de la intensidad lumínica con la temperatura y la precipitación, se podría establecer que el máximo de productividad neta al año habría de ser forzosamente el clima lluvioso ecuatorial, donde la canti­ dad de agua existente en el suelo es adecuada durante todo el período. La productividad, al contrario, habría de ser baja en los desiertos y podría decrecer también a medida que ascendiéramos latitudinalmente. La produc­ tividad sería reducida, o próxima a cero, en la zona ártica, donde la combinación de una corta estación de creci­ miento y las bajas temperaturas que se registran actuarían juntas en la lentitud del crecimiento. Estas conclusiones se pueden encontrar expuestas en el diagrama de producción primaria neta sobre un super­ continente imaginario (figura 24.10). Comparando este esquema con el diagrama climático del mundo (Lámina D.1) podemos asignar valores aproximados de produc­ ción a cada uno de los climas (las unidades se expresan en gramos de carbono por metro cuadrado y año): Altísima (más de 800)

Ecuatorial lluvioso (1)

Muy alta (600-800)

Clima monzónico y de vientos ali­ sios en el litoral (2) Tropical seco y húmedo (3)

Flujos de energía y ciclos de materia

en

la btosfera

Alta (400-600) Moderada (200-400) Baja (100-200) Muy baja

Tropical seco y húmedo (3). Sudeste de Asia Subtropical húmedo (6) Marítimo de costa Oeste (8) Mediterráneo (7) Continental húmedo (10) Tropical seco, semiárido (4s) Seco de latitudes medias (9s) Clima de bosques boreales (10) Tropical seco, desértico (4d) Seco de latitudes medias, desértico (9d) Bosques boreales (10) Tundra (12)

El clima tropical seco y húmedo (3) se encuentra en una estrecha franja de transición entre una productividad muy elevada y una baja, de forma que algunas áreas se encuentran en una porción "muy elevada", y otras en la de "elevada". Las zonas de transición, tales como ésta, son muy sensibles a los ciclos de alterne de una intensa sequía con unas intensas precipitaciones. Son los que presentan la mayor dificultad en el problema de la cares­ tía alimentaria, pues albergan grandes poblaciones que sólo pueden ser alimentadas adecuadamente con las me­ jores condiciones climáticas.

Energía de la biomasa La producción primaria neta representa una fuente de energía renovable procedente del sol, y que puede ser explotada hasta colmar las necesidades energéticas hu­ manas. La utilización de Ja biomasa como una fuente de energía incluye la liberación de energía solar que ha sido almacenada en el interior de los tejidos vegetales a través del proceso de la fotosíntesis. Esta liberación energética puede llevarse a cabo de diversas maneras -Ja más sim­ ple es la quema directa de la materia vegetal como com­ bustible en un hogar o cocina a leña-. Otras formas de aprovechamiento consisten en Ja generación de combus­ tibles intermedios a partir de Ja materia vegetal, gas meta­ no, carbón vegetal y alcohol, por ejemplo. La transforma­ ción de Ja energía de Ja biomasa, no es del todo eficiente; los valores típicos para producción primaria neta anual de las comunidades vegetales oscilan entre uno y tres por ciento de Ja energía solar disponible. Sin embargo, la abundancia de Ja biomasa terrestre es tan grande que su utilización podría aportar la energía equivalente a 3 mi­ llones de barriles de petróleo por día para los EE.UU. para el año 2000. Una importante utilización de la energía de Ja biomasa es Ja quema de madera para cocinar (y caldear el espa­ cio) en las naciones desarrolladas. En 1970, el crecimien­ to de madera en Jos bosques de los países desarrollados contabilizaba cerca de la mitad de Ja producción energé­ tica mundial -hay mucha leña disponible y de forma abundante-. Sin embargo, el empleo de Ja madera como combustible supera su producción en muchas áreas creando, en consecuencia, deficiencias locales y grandes daños sobre los ecosistemas forestales. Las regiones de transición entre el bosque y el desierto, tales como zonas de espinos, sabana y desiertos con monte bajo, en Ja zona central de África, o al sur del desierto del Sáhara, consti­ tuyen claros ejemplos.

Ciclo de '""1erla en los ecosistemas

Aún en estufas cerradas, Ja quema de madera no es del todo eficaz, oscilando entre un 10 y un 15 % en el cocina­ do. Sin embargo, la transformación de madera en carbón vegetal y gas, o solamente en este último, puede aumen­ tar la eficacia a niveles más elevados, entre un 70 y 80 %, siempre que se emplee una apropiada tecnología. En este proceso conocido como pirolisis, el control parcial de la quema en un medio con deficiencias en oxígeno reduce los hidratos de carbono a carbono libre (carbón vegetal) y produce gases inflamables como el monóxido de carbo­ no (CO) e hidrógeno (H). El carbón vegetal es más eficaz, energéticamente hablando, que Ja propia madera; quema más limpiamente, y es fácilmente transportable. Como una ventaja más a añadir, el carbón vegetal puede realizarse a partir de fibras de residuos y restos agrícolas que de otra forma serían rechazados. De esta manera el carbón vegetal es un combustible más eficaz y que puede ayudar a sustituir los suministros a partir de Ja leña en áreas donde ésta adquiere demandas muy elevadas. Otra utilización de la biomasa de creciente importan­ cia es la transformación de los residuos agrícolas en alcohol. En este proceso Jos microorganismos de la leva­ dura son utilizados para convertir Jos hidratos de carbono en alcohol a través de la fermentación. Con el crecimien­ to de los precios de los combustibles para motores, este líquido adquiere una gran popularidad como un aditivo en la gasolina. El gasohol, una mezcla de un 10 % de alcohol con Ja gasolina, puede ser quemado en motores convencionales sin necesidad de nuevos ajustes. La desti­ lación del alcohol requiere, sin embargo, calor; de este modo se reduce enormemente la energía neta que podría producir. Actualmente están siendo estudiadas distintas propuestas a fin de reducir los costes de Ja destilación. Ejemplo de ello Jo constituye el empleo de nuevas membranas que permitan hacer pasar el alcohol más rápidamente que el agua, además de Ja utilización de nueva tecnología ahorradora de calor. Diferentes tipos de microorganismos, que resultan más eficaces que la propia levadura y que trabajan a temperaturas más eleva­ das, pueden también servir de ayuda. El alcohol, el car­ bón vegetal y la leña son alternativas a Jos combustibles fósiles que irán adquiriendo importancia a medida que el petróleo empiece a escasear y se vuelva más caro en las próximas décadas.

Ciclo de materia

en los ecosistemas

Hemos visto cómo la energía solar origina flujos a través de Jos ecosistemas, pasando de una parte de. Ja cadena a Ja siguiente, hasta que finalmente se pierde como ener­ gía irradiada desde Ja biosfera hacia el espacio exterior. La materia también circula a través del ecosistema, pero debido a que la gravedad mantiene los materiales superfi­ ciales dentro del límite terrestre, ésta no se puede perder o marchar fuera del ecosistema mundial. En cuanto las moléculas son formadas y reformadas por reacciones quí­ micas y bioquímicas dentro de un ecosistema, los átomos que Jo componen no pueden ser cambiados o perdidos. De este modo, Ja materia se conserva dentro del ecosiste­ ma, y Jos átomos y las moléculas pueden ser utilizados y reutilizados, o reciclados, dentro de los propios ecosiste­ mas. Los átomos y las moléculas se desplazan por el interior de Jos ecosistemas bajo la influencia tanto de Jos procesos físicos como los biológicos. Las trayectorias de un tipo particular de materia a Jo largo. del ecosistema

431

Depósito activo Depósito activo

mucho más pequeños que los depósitos pasivos, y los materiales se mueven más rápidamente entre los prime­ ros que entre los segundos, o entre el interior y el exte­ rior de los depósitos pasivos. Tomando por ejemplo el ciclo del carbono, a través de los procesos de fotosíntesis y respiración se reciclará todo el dióxido de carbono de la atmósfera (depósitos activos) a través de las plantas en, aproximadamente, 10 años. Pero pueden pasar muchos millones de años más para que los sedimentos de carbo­ natos (depósitos pasivos) que actualmente están forman­ do las rocas, sean levantadas y descompuestas, de nuevo, para liberar el dióxido de carbono.

Los nutrientes en la biosfera Procesos físicos

Depósito pasivo

FIGURA 24.11.

Rasgos generales del ciclo de la materia.

terrestre comprende un ciclo de la materia (algunas veces conocido como ciclo bioquímico, o ciclo de los nu· trientes).

Los ecólogos reconocen dos tipos de ciclos de la mate· ria: el gaseoso y el sedimentario. En el ciclo sedimenta· rto, el componente o elemento es liberado de la roca mediante la meteorización, al que sigue el movimiento en el agua de escorrentía, formando parte de la solución o como sedimento hacia el mar. Finalmente por precipi­ tación y sedimentación, estos materiales se transformarán de nuevo en roca. Cuando ésta sea de nuevo levantada y expuesta a la meteorización, el ciclo se habrá comple­ tado. En el ciclo de los gases -y es necesario atajar- el elemento o componente puede ser transformado en for­ ma gaseosa. El gas se difunde por la atmósfera y de este modo llegará a la superficie continental o marina, para ser de nuevo, y en un tiempo mucho más corto, reutiliza­ do por la biosfera. Los constituyentes primarios de la materia viva -carbono, hidrógeno, oxígeno y nitrógeno­ se desplazan, todos ellos, a través del ciclo de los gases. Los grandes rasgos del ciclo de la materia están repre­ sentados en el diagrama de la figura 24 .11. Cualquier área o lugar de concentración de materia es un depósito. Exis­ ten dos tipos de depósitos: los depósitos activos en donde los materiales se hallan en formas y en lugares accesibles a los procesos vitales, y los depósitos pasivos, en donde los materiales resultan más o menos inaccesibles a todo proceso vital. Un sistema de trayectorias de los flujos de la materia conectan los depósitos activos, con los depósi­ tos, dentro de un ciclo. Las trayectorias entre depósitos activos están generalmente controladas por los procesos vitales; mientras que las trayectorias entre los propios depósitos pasivos están generalmente controladas por los procesos físicos. Las magnitudes de unos y de otros pueden ser muy diferentes. En muchos casos, los depósitos activos son

432

Tomaremos los quince elementos más abundantes en la materia viva como un conjunto y designaremos su masa total como el 100 %. Los porcentajes de cada uno de los elementos se ofrecen en la tabla 24.2. Los tres principales componentes de los hidratos de carbono -hidrógeno, carbono y oxígeno- acumulan la casi totalidad de la materia viva, y son conocidos como macronutrientes. El restante 0,5 % se divide entre los doce elementos restan­ tes. Seis de ellos también son macronutrientes: nitróge· no, calcio, potasio, magnesio, azufre y fósforo. Los macro­ nutrientes son todos ellos requeridos en cantidades substanciales para la vida orgánica, a fin de poder prospe­ rar. Los tres primeros macronutrientes -hidrógeno, car­ bono y oxígeno- son elementos cuyas trayectorias ya hemos seguido a través de los circuitos de la fotosíntesis y de la respiración (figura 24 .2). Emprenderemos un análisis más detallado de los ciclos de los gases carbono y oxígeno debido a su papel en los cambios atmosféricos inducidos por el hombre, a través de los componentes hidrocarbonatados. Daremos también una especial aten­ ción al r.itrógeno, el cuarto componente más importante de la materia viva; este elemento también se mueve en el ciclo de los gases. Los restantes macronutrientes -calcio, magnesio y potasio- son elementos procedentes de las Tabla 24.2.

Elementos que forman parte de la materia viva, tomando el total de los 15 elementos más abundantes como el 100 %

Hidratos de carbono básicos Hidrógeno (M) Carbono (M) Oxígeno (M)

49,74 24,90 24,83 Subtotal

99,47

Otros nutrientes Nitrógeno (M) Calcio (M) Potasio (M) Silicio Magnesio (M) Azufre (M) Aluminio Fósforo (M) Cloro Sodio Hierro Manganeso

0,272 0,072 0,044 0,033 0,031 0,017 0,016 0,013 0,011 0,006 0,005 0,003

M - macronutriente

Fuente: E.S. Deevey Jr. (1970). Scientific American, Vol. 223

Flujos de energía y ciclos de materia en la btosfera

,-----------------

Aporte mundial de dióxido de carbono atmosférico

' Pérdidas

1 1 1 1 1 1 1 1 CO,¡i 1 1 1 1 1 1

*

C02

1

1

Respiración del suelo

Intercambio de co2 -----_ �"'"""""' "'__.,:.. '°'?n a supeff 1c 1e ma r 1t 1ma O c éano__,ARespiración Fotosíntesis

f

..&.

FIGURA 24.12. El ciclo del carbono. (Dibujo procedente de A.N. Strahler, Planet Earth: Its Physical Systems Throught Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E . l . Copyright

1972 por Arthur N. Strahler.)

rocas silicatadas, productos de Ja alteración mineral. Los otros dos macronutrientes precedentes, también, de Ja meteorización de Ja roca, son el azufre y el fósforo.

El ciclo del carbono Los movimientos del carbono a través de Ja capa viva son de una gran importancia, debido a que toda ella está compuesta por componentes del carbono de una forma u otra. Del total del carbono disponible, Ja mayoría se halla en depósitos pasivos en forma de carbonatos, por debajo de la superficie terrestre. Solamente cerca de 2/10 de un 1 % están rápidamente disponibles para Jos organismos en forma de C02 o como biomasa en descomposición en depósitos activos. Algunos aspectos del ciclo del carbono están señalados en el esquema de Ja figura 24.12. En Ja parte gaseosa de su ciclo, el carbono se mueve en forma de dióxido de carbono (C02), como gas libre en la atmósfera, y como gas disuelto en el agua dulce de Jos continentes y en las aguas saladas de los océanos. En Ja porción sedimentaria de su ciclo, el carbono se encuentra en las moléculas de Jos hidratos de carbono en Ja materia orgánica, como hidrocarburo en Ja roca (petróleo, carbón) y como carbo­ nato, en las rocas carbonatadas (por ejemplo CaC03). El suministro de dióxido de carbono atmosférico se repre­ senta en la figura 24.12 por una caja. Es una pequeña porción de Jos depósitos activos y constituye menos de un 2 %. Este depósito atmosférico viene suministrado por la respiración a partir de los tejidos vegetales y animales en Jos océanos y sobre Jos continentes. Bajo condiciones naturales, penetra en la atmósfera algún carbono nuevo cada año, por ejemplo la actividad volcánica emite gas en forma de C02 y monóxido de carbono (CO). El papel

El ciclo del oxígeno

que realiza la actividad industrial del hombre es el de emitir a la atmósfera sustanciosas cantidades de carbono mediante la quema de combustibles fósiles. Este incre­ mento producto del hombre y sus probables efectos so­ bre las temperaturas del aire fue un tema ya tratado en el capítulo 5. El dióxido de carbono abandona el depósito atmosféri­ co en los océanos, donde es utilizado en Ja fotosíntesis efectuada por diminutas plantas marinas (el fitoplanc­ ton). Estos organismos son productores primarios en el ecosistema oceánico y son consumidos por Jos animales marinos, dentro de la cadena alimentaria de este ecosiste­ ma. El fitoplancton construye también estructuras esque­ léticas de carbonato de calcio. Esta materia mineral se deposita sobre los fondos oceánicos acumulándose como un estrato sedimentario, es una enorme cuenca de depó· sito no disponible para los organism,os hasta que se libe­ ren posteriormente a partir de la alteración de la roca. Los componentes orgánicos sintetizados por el fitoplancton también se depositan en los fondos oceánicos y son finalmente transformados en componentes de hidrocar­ buros que posteriormente se convertirán en petróleo o gas natural. Sobre los continentes, la acumulación de materia vegetal, bajo condiciones geológicas favorables, ha formado grandes capas de turba, la cual se transforma­ rá en carbón. El petróleo, el gas natural y el carbón forman la totalidad de los combustibles fósiles, y repre­ sentan además descomunales depósitos pasivos de car­ bono.

El ciclo del oxígeno Los detalles sobre el ciclo del oxígeno se reflejan en forma esquemática en la figura 24 .13. La imagen comple-

433

Ganancia

,------, 1 1 1 1

;

Aporte mundial de oxígeno libre atmosférico

-- � -

-1

;

......

Papel industrial del Hombre



Pérdidas

'

02 •

1 ' ' ' '

Fotosíntesis

i

, Fitoplancton

FIGURA 24.13.

El ciclo del oxígeno. (Dibujo procedente de Arthur N. Strahler, Planet Earth: !ts Physical Systems Through Geologic Time, Harper & Row Publishers, figura E.2.

Copyright 1972 por Arthur N. Strahler.)

ta del ciclo del oxígeno incluye también sus desplaza­ mientos, y su almacenamiento cuando se encuentra com· binado con el carbono formando dióxido de carbono o bien forma componentes orgánicos. Estos dos últimos aspectos ya fueron descritos cuando tratamos el ciclo del carbono. El aporte mundial de oxígeno libre atmosférico se muestra en la figura 24.13 por un pequeño cuadro en la parte alta del diagrama. El oxígeno penetra en este depó­ sito mediante su liberación por fotosíntesis, tanto a partir de los océanos como de los continentes. Cada año una pequeña cantidad de oxígeno nuevo procedente de la emisión de gases, principalmente C02 y H20, que reali· zan los volcanes, aparece en la atmósfera (indicado en la figura 24.12). Contrarrestando este aporte, la respiración y la oxidación mineral substraen parte del oxígeno, y como hecho que consume gran parte del oxígeno atmosférico y que colabora con los dos aspectos antes citados, está la actividad industrial del hombre con la combustión (oxidación) de madera y combustibles fósi­ les. Los incendios forestales, la quema de maleza y hier­ bas (aspectos no indicados en la figura) son otros medios de consumo de oxígeno. Los océanos también constitu­ yen una pequeña reserva activa de gas oxígeno disuelto. Parte del oxígeno es continuamente emplazado en la reserva en el mineral en forma de sedimentos de carbo­ natos en los fondos oceánicos. El hombre reduce la cantidad de oxígeno en el aire por: 1) quema de combustibles fósiles; 2) desmonte y drenado de tierras, que acelera la oxidación de los suelos y de la materia orgánica que sobre él se encuentra; 3) reduciendo la actividad fotosintética mediante las des· trucción de bosques poniéndolos a disposición de la agricultura, y la pavimentación y cobertura de superficies anteriormente productivas. La importancia de la urbani-

434

zac1on puede ser apreciada por el solo hecho de que cada seis meses una superficie terrestre del tamaño de la isla de Roda, es cubierta totalmente por nuevas estruc· turas en tan sólo los Estados Unidos. De hecho, los cálcu· los han demostrado que el oxígeno consumido en el área continental de dicho país, excedió a la cantidad produci· da en esa misma zona, en un 70 %. Afortunadamente, la reserva de oxígeno es tan grande que el impacto del hombre o impacto potencial es muy pequeño, al menos en la actualidad.

El ciclo del nitrógeno El nitrógeno se desplaza a través de la biosfera en el gaseoso ciclo del nitrógeno, en el que la atmósfera con su 78 % de nitrógeno por volumen, se comporta como una gran reserva (figura 24. 14). El nitrógeno atmosférico, en forma molecular (N2), no puede ser asimilado directa­ mente por las plantas o animales. Solamente ciertos mi­ croorganismos poseen la capacidad de utilizarlo directa· mente en un proceso conocido como fijación del nitró­ geno. Un tipo de tales microorganismos está compuesto por ciertas especies de bacterias de vida libre en el suelo; . existen también algas verdiazuladas, que pueden fijar también el nitrógeno. Otro tipo consiste en los fijadores simbióticos de nitró­ geno. En una relación simbiótica, dos especies de orga­ nismos viven en íntimo contacto físico, cada uno de ellos contribuyendo a los procesos físicos del otro. Los fijado­ res simbióticos de nitrógeno son unas bacterias del géne­ ro Rizobium; están asociadas con unas 190 especies, en­ tre árboles y arbustos , así como con todos los miembros de la familia de las legumbres. Las legumbres importan­ tes para los cultivos agrícolas son el trébol, la alfalfa, soja, guisantes, judías y cacahuetes. Las bacterias Rizobium Flujos de energía y ciclos de materia

en

la biosfera

,---- ----- - - - --- --Pérdida

,

Ganancia

Aporte mundial de nitrógeno atmosférico como N2 gas

1 Ganan ·

Pérdida

!

1 1 1 1 1 1

1

-=�-------, Pérdida 1 \ 1 1

1

1 1 1 1 1 1 1 1

Pérdida

Ganancia

1

Fijación industrial en la manuf. de fertilizantes y en la combustión

Fijación del nitrógeno

Intercambio superficial -- -· �- 4f e N2 disuelto e n,--1·-- -----� el agua marina

tid��T:l

Fijación del nitrógeno por algas verdiazuladas

FIGURA 24.14.

El ciclo del nitrógeno.

infectan las células de las raíces de estas plantas, .en los módulos de las raíces producidos conjuntamente por la acción de las plantas y las bacterias. La bacteria suminis· tra el nitrógeno a la planta a través del proceso de fija· ción, mientras que la planta suministra los nutrientes y los componentes orgánicos que necesita la bacteria. Los cultivos de legumbres a menudo son plantados en una rotación estacional de cultivos, alternándolos con otros alimentarios, a fin de conseguir y asegurar un adecuado aporte de nitrógeno al suelo. Tanto la acción de los cultivos con fijación de nitrógeno, como las bacterias del suelo, están representadas en el diagrama del ciclo del nitrógeno (figura 24.14). El nitrógeno se pierde fuera de la biosfera por la desni· trificación, un proceso en el que ciertas bacterias del suelo transforman de nuevo el nitrógeno en su forma utilizable por las plantas, en N 2 . Este proceso también está indicado en el diagrama. La desnitrificación comple· ta la porción orgánica del ciclo del nitrógeno, a partir del cual es devuelto, otra vez, a la atmósfera. Actualmente, la fijación del nitrógeno supera en gran medida la desnitrificación, y el nitrógeno disponible se está acumulando en la capa viva. El exceso de fijación se debe casi exclusivamente a las actividades humanas. El hombre fija el nitrógeno en la manufacturación de los abonos nitrogenados, y por oxidación del nitrógeno en la combustión de los combustibles fósiles. El gran desarro· llo del cultivo de las legumbres ha aumentado, enorme­ mente, este proceso en todo el mundo. Las proporciones actuales son que la fijación del nitrógeno inducido por el hombre iguala a la producida de forma natural. Parte del exceso de nitrógeno fijado por las actividades humanas es transportado desde el suelo hacia los ríos y lagos, hasta que en último término alcanza los océanos. Los grandes problemas de la contaminación del agua pueden producirse cuando el nitrógeno estimula el ere· cimiento de algas y fitoplancton, lo cual puede repercutir

Ciclos sedimentarios

en detrimento de otras formas c.ie vida acuática más nece· sacias. Estos problemas se acentuarán en años posteriores debido a que la fijación industrial del nitrógeno en la producción de fertilizantes se duplica cada seis años, en la actualidad. El preciso impacto que tendrán tales canti· dades de nitrógeno cuando alcancen los mares, sobre el ecosistema terrestre, resulta todavía incierto.

Ciclos sedimentarios Los ciclos del oxígeno, carbono y nitrógeno se conocen todos ellos como ciclos de los gases puesto que todos poseen una fase gaseosa y en la que el elemento involu· erado está presente en cantidades significativas en la atmósfera. Muchos otros elementos se desplazan en los ciclos sedimentarios, eso es, desde la tierra hasta los océanos en el agua de escorrentía, y su retorno después de millones de años en forma de roca terrestre levantada. Estos elementos no están presentes en la atmósfera, ex· cepto en pequeñas cantidades, en forma de partículas de polvo arrastradas por el viento, o como núcleos de con· densación de la precipitación. La figura 24.15 muestra cómo algur.,ios importantes ma· cronutrientes se mueven en los ciclos sedimentarios. Dentro del gran compartimiento que representa a la litas· fera, hallamos compartimientos menores que representan el substrato del suelo y el suelo en sí mismo. En el suelo, los nutrientes están retenidos como iones sobre las su· perficies de los coloides del suelo y están rápidamente disponibles por las plantas (lo cual ya fue explicado en el capítulo 22). Los elementos nutritivos también están retenidos en enormes depósitos pasivos, incluido el agua de mar (no aprovechable por parte de los organismos terrestres) , sedimentos sobre los fondos marinos, y enormes acumu· laciones de roca sedimentaria situada por debajo de tie· rras y océanos. Finalmente, los elementos retenidos en

435

-----.

------

4•

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_ _ _ _ _ _ _

(animales)

± Depóstto ---- en coloides del suelo

FIGURA 24.1 '5.

Diagrama del flujo del ciclo sedimentario de la materia dentro y fuera de la biosfera y dentro del reino inorgánico de la litosfera, hidrosfera y atmósfera.

los depósitos geológicos son liberados al su.elo mediante la meteorización. Las partículas del suelo son arrastradas e introducidas en Ja atmósfera por Jos vientos y caen a tierra o son arrastrados hacia ella por el agua de precipita· ción. El cloro y el azufre se indican como si estuvieran pasando del océano a Ja atmósfera y entrando en el suelo por los mismos mecanismos de sedimentación y lavado. El mundo orgánico, o biosfera, está representado por tres compartimientos: productores, consumidores y trans­ formadores. Un considerable reciclaje de elementos su­ cede entre los organismos de cada una de las clases y el suelo. Los elementos utilizados en la biosfera, sin embar­ go, escapan continuamente al mar en forma de iones disueltos en las corrientes superficiales y en el flujo del agua de saturación. APORTE ENERGÉTICO EN LOS C U LTIVOS

Ecosistemas agrícolas Los principios de uso y flujo de energía de los ecosiste· mas naturales se pueden aplicar de nuevo en los ecosiste­ mas agrícolas. Sin embargo, existen importantes diferen­ cias entre los ecosistemas naturales y aquellos que tienen un fin agrícola. La primera gran diferencia es Ja depen· dencia de estos últimos sobre los aportes de energía que son, en último término, derivados de Jos combustibles fósiles. El más claro de estos aportes es aquel que circula en la maquinaria en el momento de plantar, arar o reco­ lectar, Otra es la aplicación de fertilizantes y pesticidas que han necesitado de grandes desembolsos de combus­ tible para extraer, sintetizar y transportarlos a un lugar determinado. Los combustibles fósiles también impulsan APORTES NATURALES

Combustibles fósiles

Maquinaria

Producto alimentario Recolección

Ll

•'------�> � Almacenaje

Semillas

FIGURA 24.16.

Esquema de los aportes en energía de los cultivos en diferentes estadios del sistema de producción agrícola (Según G . H . Heichel, 1976, Agricultura! production and Energy resources . American Scientist, vol. 64, p. 65.)

Agua Productos químicos agrícolas

Adquisición de aportes

Producción del campo

Flujos de energía y ciclos de materia en la bíosfera

indirectamente tales actividades, como la reproducción de plantas que poseen una alta productividad y son resis­ tentes a las enfermedades, y al desarrollo de nuevos productos químicos para combatir las plagas de insectos. El combustible también. es utilizado para transportar las producciones a distantes fuentes de consumo, de este modo, se permite que en extensas áreas con climas y suelos similares, sean utilizados los mismos cultivos. En éstas y otras formas las elevadas producciones obtenidas actualmente sólo son posibles a partir de un elevado costo energético derivado de los combustibles fósiles. Un esquemático diagrama de flujos, figura 24. 16, mues­ tra cómo el aporte de combustible (energía) entra tanto en la adquisición de estos aportes como en los trabajos de adecuación sobre las granjas, a fin de hacer crecer y poder recoger los cultivos. La energía solar en la fotosín­ tesis, es naturalmente, un aporte "libre". Pero para ser repartido entre los hombres o animales que lo consumen, el alimento bruto o producto alimentario de este sistema de flujos, requiere el gasto de la energía procedente de los combustibles fósiles. Los ecosistemas agrícolas, a diferencia de los naturales, poseen una estructura y una función muy sencilla. A menudo están compuestos por un tipo genético de una sola especie. Tales ecosistemas son excesivamente sensi­ bles a los ataques de una o dos especies de insectos que pueden, si están bien adaptados, multiplicarse rápida­ mente hasta sacar partido de una abundante fuente de alimentación. De este modo, se necesitan pesticidas constantemente para así reducir la población de insectos. Las malas hierbas también constituyen un problema', pues adaptadas como están a un rápido crecimiento sobre suelos perturbados en medios soleados, ello puede con­ cluir en una desviación de gran parte de la productividad de un cultivo hacia formas indeseables. Los herbicidas son, en este caso, la solución más inmediata a este pro­ blema. En los ecosistemas naturales, los elementos nutritivos se devuelven al suelo después de la muerte de las plantas que los concentran. En los ecosistemas agrícolas, estos reciclajes son generalmente interrumpidos por la reco­ lección del cultivo para su consumo, en algún lugar lejano a él. La continua eliminación de los nutrientes en la biomasa de los cultivos introduce una nueva trayecto­ ria en el ciclo de los nutrientes. A fin de poder mantener la fertilidad del suelo, se necesita introducir un nuevo curso -desde el fertilizante de la planta a la tierra de cultivo-. Ocuparse del funcionamiento de este nuevo subciclo de los nutrientes, requiere un consfoderable aporte de energía procedente de los combusdbles fó­ siles.

Productividad y eficacia de los ecosistemas agrícolas Los aportes energéticos que el hombre añade a los eco­ sistemas manipulados en forma de productos químicos agrícolas y abonos, así como aquellos en forma de trabajo de la maquinaria agrícola, han actuado a fin de estimular enormemente la productividad neta primaria de la tierra. La tabla 24.3 nos ofrece ejemplos de cómo las produccio­ nes agrícolas han respondido a estos aportes (las unida­ des utilizadas en esta tabla son los equivalentes energéti­ cos de la biomasa). La tabla muestra que el hombre ha actuado para aumentar la productividad neta primaria de Productividad y eficacia de los ecosistemas agrícolas

Tabla .24.3.

'f

Prod11ctil 'idad y i: icacia de IO.\ c 11lti1 ·os con o sin ay11da energética derit •ada de los co mh11stibles fósiles

lijicacia de la Productividad neta una productividad vez recolectados primaria (Kcal/m2/día) (porcentaje)

Cultivo Sin aporte energético de combustibles fósiles: Grano, África 1936

0,72

0,02

1,28

0,03

5 10

0,12 0,25

Todas las granjas de EE. U U . , 1880 Con aporte energético de los combustibles fósiles: Grano, promedio para Norteamérica, 1960 Arroz, EE. U U . , 1964

Fuente: Datos procedentes de diferentes fuentes, recogidas en H.T. Odum, 197 1 , Environment, power and society, Wiley· lnterscience, New York, p. 116, tabla 4 . 1 .

los ecosistemas agrícolas más de cinco veces mediante el empleo de la energía contenida en los combustibles fó­ siles. Como los Estados Unidos, junto con otras muchas na­ ciones, entran en un período de aprensión ante la sufi­ ciencia futura de las fuentes de energía a fin de poder abastecer crecientes demandas, nosotros hemos evaluado el nivel de eficacia de nuestro sistema agrícola en la distribución de energía en los alimentos, como respuesta a la energía que gastamos en su producción. El total de energía consumida en los Estados Unidos en 1974 se 2 estimó en 18.900 x 101 Kcal/año. La tabla 24.4, nos ofre­ ce un fracaso en las proporciones del total de energía consumida por la agricultura de este país. El uso total de

Tabla 24-4 .

1:"11 ergía co11s11 m ic/a /JOr la agriui/1 1 1 ra en los l:"stados / /n idos

1<>12 Kcal

Porcentaje sobre el total de presup�sto energético de los EE. UU.

189 3

1,0 0,02

63 9

0,3 0,05

Producción de las granjas Cultivo Petróleo Electricidad Ganadería Petróleo Electricidad Adquisición de aportes Fertilizantes Petróleo

Piensos y aditivos

Aceite animal y marino

Maquinaria de la granja Pesticidas

140 49 25 9 8 3

Total

498

0,7

¡

0,5

2,6

1974, presentado por G . H . 1976, American Scientist, vol. 64, p . 64.

Fuente: Economic Research Service, Heichel

437

6

1

Sorgo



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• Maíz ensilado

5

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• Maíz en grano

4

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• • Avena

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Caña de azúcar

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2

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Uva



rroz • Patata Cacahuete • Manzan • Remolacha

• Melocotón

o' o

6

4

2

• Pera Pomelo •

8

10



12

Limón

14

16

Tomate • Judías verdes Apio • • Lechu ga, Bréc ol • melón Coliflor

18

20

1 22

24

26

28



30

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Alfalfa

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Pollo , ternera, tocino

2

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12

14

16

18

20

22

26

Energía en los cultivos, en miles de megalocalorías/acre/año

energía agrícola cuyo valor fue de 498 x 101 2 Kcal/año, representó un 2,6 % del total de consumo energético de los EE.UU. Este uso de energía agrícola es aproximada· mente un 10 % de la cantidad gastada en combustible para transporte y un 14 % de la desembolsada para la calefacción en los edificios. La energía consumida en la agricultura está subdividi­ da en dos grandes categorías: 1) Petróleo y electricidad gastadas en la granja, y 2) energía representada por los materiales gastados y el equipamiento utilizado en las granjas. El petróleo consumido como combustible en la granja contabiliza el 51 % del total de los gastos agrícolas (el consumo de petróleo que está incluido en la "adqui· sición de aportes" [inputs] representa el combustible consumido en la manufactura de aquellos inputs natura· les). Los fertilizantes contabilizan un 28 % del total de la energía agrícola utilizada, mientras que los pesticidas empleados representan una pequeña proporción, 0,6 %. Excluyendo la energía solar de fotosíntesis, la energía gastada en la producción de alimentos brutos o cultivos alimenticios es definida como energía de cultivo. Exami· nemos la necesidad de aporte de energía de cultivo para • N. del T: acre: medida inglesa equivalente a 40 áreas y 47 centiáreas.

438

24

28

_J

30

FIGURA 24. 1 7 . (gráfica superior) Energía en los cultivos utilizada para producir ciertos cultivos en relación con la producción de energía de los alimentos. (gráfica inferior) Proteínas producidas en relación con la energía en los cultivos para diferentes tipos de productos agrícofas. (Según G.H. Heichel, 1 976, Agricultural production and energy resources. American Scientist, Vol. 64, p. 66.)

producir diferentes alimentos y productos. La gráfica de la figura 24 .17 muestra la relativa eficacia de la produc­ ción de alimentos de 24 cultivos. La escala horizontal muestra la energía gastada en términos de miles de mega· calorías por acre• y por año (mcal/acre/año). La escala vertical muestra la proporción de energía del alimento producido por aporte de energía de cultivo; a mayor proporción mayor eficacia (y menos requerimiento de "inputs" en los cultivos). Obsérvese que los campos de cultivos tales como el sorgo, el maíz, que son utiliza· dos en su mayor parte como pienso animal,; poseen los mayores niveles de eficacia, mientras que los alimentos consumidos directamente por los hombres tienen una baja eficacia relativa. Los cultivos de huerta requieren grandes aportes de energía de cultivo por unidad de superficie de terreno y también poseen una baja eficacia. La gráfica inferior de la figura 24.17 muestra sobre el eje vertical las proteínas obtenidas por unidad de energía de cultivo. La alfalfa y la soja tienen una elevada propor­ ción en esta escala (las proteínas de la soja una vez procesada están presentes en diferentes formas en la dieta humana como substituto de la carne). Obsérvese que la avena, el trigo y el maíz tienen valores proteínicos intermedios mientras que el arroz se sitúa en unos valo· Flujos de energía y ciclos de materia en la biosfera

res bajos (la deficiencia en proteínas constituye un serio problema para la salud, en los pueblos que subsisten básicamente de este producto). Una pequefia área de la gráfica, en la parte inferior izquierda, está rotulada con las palabras "pollo, vaca, tocino". Esta inserción nos sirve para demostrar que las proteínas obtenidas a partir de la carne tienen una eficacia energética de tan sólo 1/10 mayor que l a soja. En efecto, l a energía disponible a partir de la carne comestible representa tan sólo cerca del 10 % de la energía gastada en la alimentación animal, un hecho ya destacado en nuestra exposición del flujo energético en la cadena trófica. Los datos nos indican, de este modo, que nuestro siste­ ma de producción alimentaria no es eficiente en térmi-

Productividad y eficacia de los ecosistemas agrícolas

nos de energía de cultivo gastada para la provisión de alimentación humana. La parte más codiciada de la dieta americana (carne y hortalizas) es extremadamente des­ pilfarradora de energía de los cultivos, si la comparamos con dietas, por ejemplo, basadas principalmente en gra­ nos (pan, cereales del desayuno) y productos derivados de la soja. En nuestra exposición de los ecosistemas agrícolas he­ mos recalcado su naturaleza en general, y sus diferencias con los ecosistemas naturales. Daremos una exposición más completa de los ecosistemas naturales en los capítu­ los 25 y 26, en los que recalcaremos la diversidad en cuanto a la estructura de los productores primarios, se­ i;(ún unas condiciones climáticas y según los suelos.

439

CAPÍTULO

25

Conceptos de biogeogra.fía

Un gran campo de estudio dentro de la geografía física lo constituye la biogeografía, o el estudio de los modelos de distribución de plantas y animales sobre la superficie terrestre, y el proceso que los configura. A lo largo de dos capítulos nos dedicaremos al campo de la biogeografía. Este capítulo tratará los procesos que diferencian los diversos ecosistemas del mundo en diferentes asociacio­ nes vegetales y animales; el próximo capítulo versará sobre los modelos de distribución espacial y las caracte­ rísticas de los tipos singulares de vegetación del planeta. No solamente constituye la vegetación un elemento fun­ damental del paisaje biótico, sino que también es el más importante ecológicamente, puesto que las plantas representan la producción primaria sobre la cual depen­ den los animales. En la consideración de cómo los diversos factores del medio físico influyen sobre las plantas y los animales, podemos tratar con dos escalas. Una es la escala global, que considera tales factores climáticos como los modelos estacional y latitudinal de insolación, luminosidad y os­ curidad, temperatura, precipitación y vientos ¡xedomi­ nantes. La otra escala de consideración la constituyen las variaciones del medio físico en un área relativamente pequefia. De este modo en el interior de una región húmeda, unas pocas y reducidas áreas (tales como una duna o un acantilado) podrán presentar una extrema sequedad. También, por el contrario, en un dilatado de­ sierto podremos hallar (en aquellos lugares donde rezu­ ma el agua, oasis) lugares que son extremadamente hú­ medos. Las temperaturas del aire y la disponibilidad de agua en el suelo son los factores más importantes y que diri­ gen un tipo de distribución de plantas y animales, tanto a escala global como local. Este capítulo comenzará exami­ nando cómo las plantas y animales responden a los facto­ res de variación climática con la temperatura y la disponi­ bilidad de agua." El papel biológico del agua

El agua es probablemente el más importante de todos los factores que determinan las normas de distribución glo-

440

bal de la flora y la fauna. El agua es importante puesto que a lo largo de la evolución, las plantas y los animales se han ido especializando o adaptando, a los excesos, o a las deficiencias, en cuanto a la disponibilidad de agua. La presencia de agua y su disponibil ''iad para los orga­ nismos terrestres en un punto cualquiera del tiempo y del espacio, está determinado por el balance entre la precipitación, evaporación, escorrentía e infiltración. Este balance está a su vez afectado por otros organismos -principalmente la cobertura vegetal-. Mediante la trans­ piración, las plantas devuelven parte del agua del suelo a la atmósfera. Por obstrucción en el flujo superficial e incrementando la porosidad en el suelo, reducen la capa­ cidad de arrollada e incrementan la infiltración. Aunque estos movimientos son de vital importancia desde el pun­ to de vista de la vida orgánica, sus efectos son pequefios comparados con aquellos procesos físicos que controlan los hechos más importantes del ciclo del agua. De este modo, los principales modelos de distribución del agua, entre un lugar y otro, está configurado, en último térmi­ no, por la dinámica conjunta de la atmósfera y los océa­ nos. Debido a que una gran proporción de la superficie terrestre se halla situada en áreas donde existen deficien­ cias hídricas, al menos durante una parte del afio, nuestra exposición recalcará los diferentes modos de adaptación de plantas y animales a las condiciones de sequedad. Organismos y necesidades de agua

Los ecólogos y biogeógrafos clasifican, a menudo, las plantas de acuerdo con sus requerimientos hídricos. Los términos asociados con este factor están construidos so­ bre tres prefijos de raíz griega: xero-, "seco"; bigro-, "húmedo"; y meso-, "intermedio". De este modo, las plantas que crecen en lugares secos serán xerófitas, aque­ llas que crecen en hábitats húmedos serán bigrófitas, y aquellas que viven en hábitats con un grado intermedio de humedad y uniformidad relativa de la disponibilidad de agua en el suelo, serán mesó/itas. Las xerófitas son extremadamente tolerantes con la sequía y pueden sÓbrevivir en hábitats que se sequen rápidamente, siguiendo a un drenaje de la precipitación

Conceptos de biogeograjfa

80

���

,.-�

Zonas

N

80 N

Ártico

70 ó6�

70 66�

Círculo Polar Artlco

60

60

Subártlco

50

50 Latitudes medias

40

40

Subtroplcal

30 23� 20

30 - --

Trópico de

-

Cáncer

23� 20

Tropical

10 o

10 ------- ------ o

---Ecuatorial-------

10 Tropical Trópico de Capricornio

20 23� 30

20 23� 30

Subtropical

40

40 Latitudes medias

50

50

s

s

60 .__�����-1 60 Bioma forestal Pluvlisilva de bajas latitudes

D

D

Bosques esclerófllos

Bloma de sabana Vegetación "raingreen" tropical: sabana arbolada y praderas (Incluye el bosque monzónico)

Bosques perennes de hoja ancha

D

Bosques caducifolios de latitudes medias

Bioma de pradera

Bosques aciculifolios fríos

Pradera baja (estepa)

-

Bloma desértico

D ..._ _ __,

Semldeslerto arbustivo y de bosque espinoso Desierto arbustivo y desierto

Bioma de tundra Tundra

Pradera alta

Esquema de los tipos de formaciones vegetales sobre un continente ideal.

Vegetact6n

Lámina M.1

REGIONES DE VEGETACIÓN NATURAL DEL MUNDO Basado sobre Jos mapas de S.R. Eyre, CLAVE PARA EL MAPA DE COLORES:

D D D D D

Pluvllsilva de bajas latitudes Fe, Fmt

1968.



Bosques perennlfolios subtropicales Fbe, Fsp Bosques caducifolios de latitudes medias Fd Bosques costeros Fe

Bosques aciculifollos fríos Fbo, Fbd, Fbl, FI

Vegetación escleróflla Fsm, Fss, Fsa, Ssa

Vegetación tropical .. ralngreen" Fmo, Sw, Stg

Pradera alta Gp

Pradera baja (estepa) Gs

D D o�

Semldeslerto Dtw, Dtg, Dsd

Desierto arbustivo y desierto Dss, Dsp, D

D

undra

Tundra alpina con bosque boreal Ta

500

-



20º

40º

BIOMA FORESTAL

FI

Bosques de los Grandes Lagos (bosque, en su mayor parte, aciculifolio de los Grandes Lagos, reglón de Norteamérica)

Bosques de zonas ecuatoriales, tropicales y subtropicales

Fsp

Bosque meridional de pinos (Sudeste de los Estados Unidos)

Fe

Pluvllsllva ecuatorial y tropical (selva, bosque perennlfollo de hoja ancha)

Fbd

Bosque mixto caduclfollo y boreal

Fmt

Bosque de montana (se pueden incluir coníferas)

Fbo

Bosque boreal (bosque ampliamente dominado por aciculifolios peren· nes)

Fbl

Bosque boreal dominado por el alerce caducifolio

Bosque monzónlco (ralngreen) (bosque caducifolio tropical)

Fbe

Bosque perennllollo subtroplcal de hoja ancha (bosque laurlfollo; puede Incluir bosques mixtos de aclcullfollos y hoja ancha)

Zonas forestales de latitudes medias y subárticas Fd

Bosque caduclfollo de latitudes medias (verde durante el verano)

Fe

Bosque costero (bosque, en su mayor parte, perenne aclcullfollo, costa oeste de Norteamérica)

Lámina M.2

1500

Millas e Goode

n�t�o�d=e�G�e'-t"�ra�f=ía�+-��-+���t-��-+-��---1���-r-��-1-�-,;

r-:r:-Yl Casquete glaciar �

Fmo

1000

Proyec ón Homolosenoidal de Goode, mapa base Copyright por la University of Chicago. cc ' r on permiso d e lDepartame n·�io � ' d=u = ���>--��-+-��-+��R=e�rP'= -+�� �-1º 20º 60' 40

(Laríx dahurica)

Bosques esclerófilos de las zonas de latitudes medias y subtropicales Fsm

Bosque mixto perennlfolio mediterráneo

Fss

Arbusto esclerófilo (bosque enano, chaparral; puede ser una transición hacia el bloma desértico)

Fsa

Bosque esclerófllo australiano

120º

BIOMA DE SABANA Sw

Sabana arbolada (sabana de árboles de hoja ancha)

Stg

Sabana de árboles espinosos y de hierba alta

Ssa

Sabana australiana de árboles esclerófllos

Vegetación natural del mundo

160º Dsd

Matorral y arbolado semldesértlco

Dss

Matorral semldesértlco

Dsp

Desierto alternando con cojines de vegetación espinosa

BIOMA DE PRADERA

D

Desierto

Gp

Pradera alta

BIOMA DE TUNDRA

Gs

Pradera baja (estepa)

BIOMA DESÉRTICO

(Eucalyptus)

140º

T Ta

Tundra ártica Tundra alpina

Fuente de datos:

Dtw

Bosque y arbolado espinoso (puede ser una transición hacia el bosque)

Copyright

1968

tt

S.R. Eyre Vege a ion and Soils; a world picture 2.• ed. Aldine Pubhshing Company, S.R. Eyre. Cer Apéndice 1, Mapas 1 a 10. El mapa de límites y de clases ha sido S.R. Eyre. Edward Arnold (publishers) Ltd.

por

modificado y simplificado por los autores bajo permiso de

Dtg

Sabana de gramíneas y desierto espinoso

Vegetación natural del mundo

and The Aldine Publishing Company.

Lámina M.2

Esta planta aérea o epífita es una bromeácea, la cual se ha desarrollado sobre la ran1a de un árbol. Parque Nacional Everglades, Florida. (Arthur N. Strahler.)

Esta higuera estranguladora ha rodeado el tronco de esta encina. Parque Nacional de Everglades, Florida. (Arthur N. Strahler.)

Pluviisilva de las llanuras occidentales del Amazonas, al noroeste de tquitos, Perú. Desde esta barcaza se está taladrando un pozo de exploración. Se encuentran a

3.700

km más arriba del río Amazonas,

en su afluente tributario el río Cuinico. (Phillips Petroleum Cornpany.)

Bosque costero de 1nanglar creciendo entre aguas turbulentas. Parque Nacional de Everglades, Florida (Arthur N. Strahler.)

Arboleda costera de cocoteros, City of Refuge, Costa de Cona, Isla de Hawaii. (Arthur N. Strllhler.)

Lámina M.3

Bioma forestal

Bosque mixto de aciculifolios y caducifolios de latitudes medias representado por este bosque de hayas y cicutas situadas en el Parque Nacional de Great Smoky Mountains, en Tennessee. Un rayo ha destrozado el árbol de la izquierda de la fotografía (Donaldson Koons.)

Bosque perennifolio de hoja ancha de la región de la costa del Golfo. En ella se representa el roble Evangeline repleto de "musgo"español. El terreno por debajo del arbolado está mantenido como césped. Evangeline State Park, en Bayou Teche, Louisiana. (Arthur N. Strahler.) (Más a la izquierda). Bosque abierto de aciculifolios formado por pino amarillo occidental. (Pinus ponderosa). Bosque Nacional Kaibab, Arizona. (Arthur N. Strahler.)

( lzquiercl:i) Bosque aciculifolio costero representado por este arbolado de secuoias rojas (Sequoia sempervirens) en el Parque Estatal Humbolt Redwood. (Alan H. Strahler.)

Bosque boreal aciculifolio formado en su n1ayor parte por alerces rojos y negros, al sur de Ontario (Alan H. Strahler.)

Biomaforestal de latitiuks medias

Arbolado con liquen, una fo�ma de bosque boreal abierto, compuesto de pequeños matorrales y una alfombra de líquenes ( Cladonia). Este lugar está próximo al Ft. McKenzie, a una lat. 57° N. en Quebec septentrional. (R.N. Drummond.)

Lámina M.4

Sabana de "sawgrass"con dispersión de pinos, durante la estación seca (invierno). Parque Nacional de Everglades, Florida. Las matas de bosque tropical (izquierda) son conocidas como "hammoks". (Arthur N. Strahler.)

Sabana arbolada de las llanuras de Serengell, Tanzania, África Oriental. Las acacias con sus aplanadas coronas permanecen verdes, mientras que las bastas hierbas han adquirido un color dorado durante esta seca y fresca estación. (H. Barad/Photo Researchers Inc.)

Vista muy ceñida a la superficie de pradera alta virgen preservada en Pradera Kalsow, Monumento Estatal Botánico, Iowa. Junto a las largas hojas de las gramíneas podemos observar forbias en flor. (Gene Ramsay.)

Ganado bovino y equino en las praderas esteparias del sudoeste de Dakota del Sur. El suelo por debajo de la capa de hierbas es un Ustoll. (Orden de los Mollisoles). (Arthur N. Strahler.)

Chaparral, o bosque enano esclerófilo de arbustos en las montañas de San Gabriel, sur de California. (Arthur N. Strahler.) Vista en primer plano del chaparral mostrado en la fotografía de la izquierda. El pluviómetro, colocado en posición inclinada, está situado en un claro de vegetación. Bosque experimental de San Dimas. (Arthur N. Strahler.)

Lámina M.5

Biomas de sabana y de pradera

Semidesierto de artemisa junto a la base de los acantilados de White Cliffs al sur de Utah. El clásico automóvil es un Franklin refrigerado por aire, un modelo de 1934. (Donald L. Babenroth.)

Paisaje desértico próximo a Fénix, Arizona. Los vegetales altos y con forma columnar son cactus saguaro; las delicadas plantas con forma de varillas son ocotillos. Pequeñas matas de chumberos están situados entre los anteriores grupos de ocotillos. (Atan H. Strahler.)

Manadas de caribús pastando en la tundra, sobre hierbas de algodón, al norte de Alaska. (William R. Farrand.)

Estas chumberas (Opuntia) crecen sobre el desierto rocoso del Cañón Havasu, un tributario del Gran Cañón. (Donald L. Babenroth.)

Tundra alpina cerca de las zonas somitales de Snowny Range, en Wyoming. En primer plano observamos un amplio circo con un pequeño ibón. Al fondo, la gran muralla de la cabecera del circo formado por cuarcita, con grandes conos de derrubios a lo largo de su base. (Arthur N. Strahler.)

Biomas de desierto y de tundra

Lámina M.6

(por ejemplo, sobre dunas de arena, playas y barras roco­ sas superficiales). Las plantas típicas de los climas secos serán también xerófitas; los cactus (Lámina M.6) constitu­ yen un claro ejemplo. Las higrófitas son tolerantes con una excesiva presencia de agua y se pueden hallar en corrientes poco profundas, lagos, marismas, ciénagas y terrenos pantanosos (figura 25.1). Las mesófitas se en­ cuentran en hábitats elevados, en regiones de abundante precipitación. En estas zonas, existe un buen drenaje del agua del suelo y la humedad penetra profundamente, la cual será más tarde utilizada por las plantas. La pérdida de agua a través de los tejidos vegetales sucede con el proceso de la transpiración expuesto en el capítulo 10. La proporción con que se lleva a cabo, de­ pende enormemente de acuerdo con el tipo de planta y las condiciones atmosféricas predominantes. Las altas temperaturas, mm baja humedad y la presencia de vientos son factores que favorecen unas elevadas proporciones de transpiración. La estructura de las plantas, particular­ mente de las hojas, determina las pérdidas hídricas. Los vegetales que poseen una elevada superficie total foliar, compuesta de hojas anchas y delgadas, acusan más eleva­ das pérdidas que aquellas que son aciculadas, o espino­ sas, o bien, hojas pequefías y gruesas. Bajo condiciones de menguados suministros de agua, pero con elevadas cotas de evaporación, solamente aquellas plantas que disminuyan sus pérdidas de transpiración por la especial estructura de sus hojas o por su pequefío tamafío, podrán sobrevivir. La adaptación de las estructuras vegetales a un presu­ puesto hídrico del suelo con grandes déficit de' agua, resulta de un gran interés para el biogeógrafo. La transpi­ ración sucede a partir de unos poros foliares especializa­ dos llamados estomas que no son más que aberturas en la capa exterior de células y a través, también, de la cutícu­ la, la capa protectora externa de la hoja. Rodeando a la abertura del estoma, tenemos unas células oclusivas que pueden abrir o cerrar los poros y así regular el flujo de vapor de agua y otros gases (figura 25.2). Aunque la mayor parte de la transpiración se realiza a través de los estomas, algo de agua puede traspasar la cutícula. Esta última forma de pérdida de agua se puede reducir en algunas plantas mediante el engrose de las capas extério­ res celulares, o bien depositando cera o materiales simi­ lares sobre, o en lugares próximos, a la superficie foliar. De este modo, las plantas desérticas han engrosado la cutícula o recubierto de cera sus hojas, tallos y ramas. Otros medios para reducir la transpiración consisten en el desarrollo de estomas profundamente hundidos en la superficie foliar, a fin de retardar la difusión hacia el exterior de vapor de agua en el aire seco y la restricción de la localización del estoma en el envés de las hojas. Una planta puede también adaptarse al medio desértico reduciendo enormemente su superficie foliar, o bien no disponiendo de hojas. De este modo, las hojas aciculadas y las espinas representan hojas con una enorme reduc­ ción de las pérdidas por transpiración. En los cactus no existen hojas, y la transpiración se limita a los tallos más carnosos y jóvenes. Afíadido al desarrollo de una estructura foliar que re­ duce las pérdidas de agua por transpiración, las plantas en un medio con escasez de agua mejoran sus métodos de obtención de líquido y su almacenamiento. Las raíces se vuelven extraordinariamente extensas hasta alcanzar la humedad del suelo a enormes profundidades. En los casos que las raíces alcancen el nivel freático, el suminis-

Organismos y necesidades de agua

FIGURA 2 5 .L Vegetación pantanosa en Emmet Counry, Michigan. Al borde del lago se pueden observar matas de vegetación palustre; al fondo, un bosque de abetos. (Pierre Dansereau.)

tro de agua se verá asegurado. Las plantas que extraen el agua de tales fuentes se las conoce como freatófitas y pueden encontrarse a lo largo de los canales secos y en los fondos de los valles aluviales en las regiones desérti­ cas. Otras plantas de estas regiones poseen un sistema radicular extenso y poco profundo, permitiendo absorber la máxima cantidad de agua procedente de los esporádi­ cos chaparrones que saturan solamente la capa superfi­ cial del suelo. Los tallos de las plantas desérticas suelen estar bastante engrosados por tejidos esponjosos en los cuales el agua puede ser almacenada. Las plantas que emplean este tipo de adaptación son denominadas sucu­ lentas. Una adaptación bastante diferente a la extremada aridez se contempla en muchas especies de pequefías plantas desérticas, que consiste en tener un ciclo de

Cutícu a FIGURA 25.2. Estructura celular de la hoja. (Según W.W. Robbins y T.H. Weier, Botany. Copyright 1950 por John Wiley & Sons. Reimpreso con permiso de John Wiley and Sons, !ne.)

441

germinación, foliación, floración, frutación muy cortos e inmediatamente dispersan sus simientes con la llegada de los aguaceros de los desiertos. Debido a que aparecen tan brevemente, estas plantas son conocidas como efíme­ ras anuales. Ciertos climas tales como el tropical seco y húmedo y los húmedos continentales poseen un ciclo anual en el que en una estación el agua no está disponible para las plantas debido a la escasez de precipitación, o debido a que el agua del suelo esté helada. Esta estación alterna con otra en la que el agua es abundante. Las plantas adaptadas a este tipo de regímenes se las denomina tro­ pófitas, que proviene de la raíz griega Tropbos que signi­ fica "cambio" o "vuelta". Las tropófitas resisten el impac­ to de la estación con deficiencias de agua perdiendo sus hojas y adquiriendo un estado latente o inactivo. Cuando los vegetales disponen de nuevo de agua, abren de nuevo sus hojas y crecen a un rápido ritmo. Los árboles y arbus­ tos que mudan estacionalmente sus hojas son plantas caducifolias, distinguiéndose así de las plantas perennes que mantienen la mayor parte de sus hojas en un estado verde a lo largo de todo el año. El clima mediterráneo posee un fuerte contraste esta­ cional de sequedad y humedad; los veranos son secos, y los inviernos son húmedos. Las plantas dentro de este clima adquieren rasgos de xerófitas y como característica poseen unas hojas duras, gruesas y coriáceas. Un ejemplo de ello lo constituye la encina, que retiene la mayor parte de sus hojas a lo largo de la estación seca. Este tipo de árboles de hoja perenne y endurecida, y de arbustos que son leñosos y son conocidos como esclerófilas. El prefijo sclerproviene de la palabra griega "duro". Las plantas que retienen sus hojas durante la estación seca, o la fría, po­ seen la ventaja de serles posible el poder continuar la fotosíntesis inmediatamente cuando las condiciones son favorables al crecimiento, mientras que los vegetales cadu­ cifolios deben hacer crecer Uf\a nueva serie de hojas. Para hacer frente a la escasez de agua los animales xéricos, aquellos que están adaptados a condiciones de sequía, han desarrollado unas defensas que son bastante semejantes a las utilizadas por las plantas. Muchos de los invertebrados exhiben el mismo comportamiento que las efímeras anuaies -evadiendo el período seco adoptando un estado latente. Cuando la lluvia cae, surgen de nuevo y aprovechan la vegetación efímera que surge. Por ejem­ plo, ciertas especies de pájaros regulan su conducta de modo que anídan solamente durante la época de lluvias, es decir, el tiempo que existe una mayor abundancia de comida para su descendencia. La pequeña salmuera ena­ na, que vive en el Great Bassin puede esperar varios años en estado de inactividad hasta que los lechos de los lagos, normalmente secos, se llenen de agua de nuevo; un fenómeno que ocurre, quizás, tres o cuatro veces a lo largo del siglo. La salmuera, entonces, emerge de nuevo y completa su ciclo vital antes de que el agua del lago se evapore completamente, de nuevo. Los mamíferos están por naturaleza mal adaptados a los medios desérticos, pero algunos sobreviven en él gracias a la utilización de mecanismos que les preservan de las pérdidas de agua. Al igual que las plantas reducen la transpiración para · conservar el agua, muchos mamíferos no sudan o transpiran a través de las glándulas de la piel; cuentan, en cambio, con otros medios para refrescarse. Muchos de estos mamíferos conservan el agua realizando unas excreciones altamente concentradas de orina y he­ ces relativamente secas. Los mamíferos del desierto eva-

442

den el calor pasando las mañanas en frescas madrigueras en el interior del suelo y las noches las reservan para la búsqueda de comida. Organismos y temperaturas

Las temperaturas del aire y del suelo, otro de los factores climáticos de gran importancia ecológica, actúan directa­ mente sobre los organismos a través de su influencia sobre los ritmos en los que se llevan a cabo lo procesos biológicos. Para las plantas podemos decir que cada es­ pecie tiene un óptimo térmico, asociado con cada una de sus funciones, tales como la fotosíntesis, floración, el momento de la frutación, o el de germinación de las simientes. Existen algunas condiciones de óptimo anual de temperatura para su crecimiento en cuanto a tamaño y número de individuos vegetales. Hay también temperatu­ ras superiores e inferiores limitantes para las funciones individuales de las plantas y para su supervivencia total. Las temperaturas actúan, también, como un factor indi­ recto. Las elevadas temperaturas del aire incrementan la capacidad de almacenar vapor de agua en él e induce a una mayor transpiración así como elevadas proporciones de evaporación directa del agua del suelo. En general, en el clima más frío existen pocas especies capaces de sobrevivir; un gran número de especies tropi­ ·cales no pueden vivir con temperaturas inferiores al pun­ to de congelación. En los fl1edios con frío riguroso del ártico o de las altas montañas, de elevadas latitudes y altitudes, solamente unas pocas especies podrían sobrevi­ vir. Este principio explica porqué un bosque en la zona ecuatorial contiene un gran número de especies, mien­ tras que un bosque de la zona subártica puede estar dominado por tan sólo unas pocas. La tolerancia al frío está estrechamente relacionada con la capacidad de la planta para resistir la rotura física de sus estructuras pro­ ducida por el agua congelada. Si la planta no posee medios para depositar el exceso de agua de sus tejidos, la congelación de aquel agua damnificará los tejidos celu­ lares .. Los efectos de las variaciones de las temperaturas sol ce los animales está regulada por su fisiología y por su capacidad de buscar ambientes más abrigados. Muchos animales carecen de los mecanismos fisiológicos para regular su temperatura interna. Este tipo de animales son los reptiles, invertebrados, peces o anfibios, y son deno­ minados animales de sangre fría; sus temperaturas cor­ porales siguen pasivamente las del medio. Con pocas excepciones (los grandes peces, y algún tipo de insectos sociales) estos animales son activos solamente durante la época más cálida del año. Pueden sobrevivir al tiempo frío de Las latitudes medias adoptando un estado latente. Algunos vertebrados entran en ese estado denominado hibernación, por el cual los procesos metabólicos prácti­ camente se interrumpen y las temperaturas corporales siguen un paralelismo con la del medio que los circunda. Muchos animales hibernadores buscan, entonces, madri­ gueras, nidos u otros medios donde las temperaturas invernales no alcancen tales extremos o no fluctúen rápi­ damente. Puesto que en el suelo la oscilación térmica anual es muy amortiguada por debajo de Las capas supe­ riores, las madrigueras en este medio constituyen un buen lugar para la hibernación. Otros animales mantienen sus tejidos a temperaturas constantes por metabolismo interno. En este grupo se incluyen los pájaros y los mamíferos. Estos animales de

Conceptos de biogeografta

sangre caliente poseen una diversidad de adaptaciones para mantener una temperatura interna constante. Las pieles, el pelo y las plumas actúan como aislantes que aprisionan en espacios cerrados, aire en Jugares próximos a la superficie de la piel, de forma que reducen las pérdidas por calor hacia el aire o el agua exterior. Ade­ más, una gruesa capa de grasa les puede procurar un buen aislamiento. Existen otras adaptaciones para refres­ carse, por ejemplo, el sudor o el jadeo, que aprovechan el elevado calor latente de vaporización del agua para elimi­ nar calor. Las pérdidas de calor también se pueden conse­ guir exponiendo Jos vasos de circulación sanguínea a los medios más frescos. Las aletas de las focas y las patas de los pájaros desempeñan tal función.

Otros factores climáticos

La luminosidad es también un factor importante en la forma de distribución local de las plantas. La cantidad de luz de Ja planta dependerá en gran medida de su posi­ ción. La copa de Jos árboles, en Ja parte superior del bosque, es el lugar donde se recibe más cantidad de luz, pero en consecuencia, reduce enormemente la cantidad disponible para otras plantas. En los casos más extremos, Jos árboles del bosque cortan totalmente el suministro de luz, de forma que el suelo forestal está casi libre de arbustos y plantas pequeñas. En ciertos bosques caduci­ folios de latitudes medias, el período inicial de primave­ ra, antes de que Jos árboles se pueblen de hojas, .corres­ ponde a un tiempo con elevada luminosidad en el nivel terrestre, permitiendo a las pequeñas plantas adquirir un

FIGURA 25. 3 .

Árboles deformados por los efectos de vientos fríos

rápido ciclo de crecimiento. A medida que se aproxima el verano, estas plantas irán desapareciendo pues poco a poco se va completando la cobert.ura foliar. Otras plantas dentro del mismo hábitat, sin embargo, necesitan de sombra, por lo que no aparecen hasta ya avanzado el ve­ rano. De forma general, el factor de disponibilidad de luz para el crecimiento de las plantas varía con la latitud. La duración de luz diurna en verano se incrementa rápida­ mente con las elevadas latitudes, y alcanza su máximo en Jos círculos ártico y antártico, donde el sol permanece en el horizonte durante las 24 horas del día (ver figu­ ra 24.4). De esta forma aunque Ja estación de crecimiento de las plantas es muy corta en latitudes tan elevadas debido a la presencia de hielo, el ritmo de crecimiento de las plantas durante este corto verano libre de hielos, es enormemente acelerado por la prolongación de luz diurna. En latitudes medias, donde la vegetación es de tipo caducifolio, el ritmo anual de los períodos de incremento o decremento de Ja luz diurna determina Ja duración de los brotes, la floración, frutación, caída de las hojas y otras actividades de Ja vegetación. Por lo que se refiere a la importancia de la intensidad lumínica en sí misma, aun en Jos días más encapotados de nubes, hay suficiente luz como para permitir a las plantas el realizar su actividad fotosintética con Ja máxima proporción. La luz también influye en el comportamiento de Jos animales. El ciclo día-noche controla las formas de activi­ dad de muchos de ellos. Los pájaros son en general activos durante el día, mientras que los pequeños cazado­ res mamíferos, como las comadrejas, mofetas y ardillas,

y secos y nieve ventada.

Paisaje en el límite forestal en el Bosque Nacional de Arapaho, Colorado. (U.S. Forest Service.)

Otros factores climáticos

443

son más activos durante Ja noche. La luz también controla la actividad estacional a través del fotoperíodo, o dura­ ción del día, en las latitudes medias. A medida que los días de otoño se vuelven más cortos, las ardillas y otros roedores aprovisionan comida para la próxima estación de invierno. Más tarde, con el aumento del fotoperíodo se desencadenarán actividades como el apareamiento y la reproducción durante Ja primavera. Aunque estos ritmos de actividad son importantes para Jos ecólogos, tienen un menor interés para Jos biogeógrafos. El viento también es un importante factor medioam­ biental en Ja estructura de Ja vegetación en posiciones muy expuestas. Unidos al límite del bosque en la alta montaña y a lo largo del límite septentrional del creci­ miento de Jos árboles en Ja zona ártica, los árboles son deformados por el viento de tal modo que las ramas solamente se desarrollan en el lado de sotavento del tronco (configuración de bandera) . Algunos árboles pue­ den presentar sus troncos y ramas torcidos hasta formar un ángulo próximo a la horizontal, adoptando una confi­ guración a partir de la dirección predominante del viento (figura 25.3). Por otra parte, el efecto del viento es caus:i de una excesiva sequedad, dañando el lado expuesto del vegetal. El límite del arbolado en las vertientes montaño­ sas varía en altura con el grado de exposición de Ja ladera a Jos fuertes vientos predominantes, de forma que en las vertientes de sotavento y lugares protegidos este límite se dará a mayor altura. Fronteras bioclimáticas

Tomando separadamente o de forma conjunta cada uno de Jos factores climáticos de humedad, temperatura, lu­ minosidad y vientos, podemos actuar a fin de delimitar la distribución de las especies animales y vegetales. Los biogeógrafos reconocen que existe un nivel crítico de índole climática, más allá del cual las especies no pue­ den sobrevivir y ello se constituirá en frontera geográfica que marcará Jos límites de la distribución potencial de las especies. Tales límites a veces se conocen como fron­ tera bioclimática. Aunque ella está delimitada por un complejo de elementos climáticos, de vez en cuando es posible aislar uno de ellos relacionado con -el agua del suelo o temperatura, que coincide con él. La distribución del pino amarillo (Pinus ponderosa) en el oeste de Norteamérica puede servir de ejemplo (figura 25.4). En esta montañosa región, la precipitación anual varía acusadamente con la altura. La isoyeta de 50 cm de precipitación total anual engloba la mayor parte de las áreas elevadas y que además poseen pino amarillo. Es el paralelismo de la isoyeta con el límite forestal, más que el grado real de coincidencia, lo que resulta signifi­ cativo. El arce del azúcar (Acer saccharum) es un caso algo más complejo (figura 25.5). Aquí los límites norte, sur y oeste coinciden a grosso modo con valores determi­ nados de precipitación anual,.temperatura mínima media anual y media anual de precipitación sólida. Aunque Jos límites bioclimáticos deben existir para todas las especies, no necesariamente deben encontrarse la planta o animal en cuestión en su frontera. Muchos otros factores pueden actuar para mantener la extensión de las especies bajo control. Unas pueden estar limitadas por enfermedades o predadores que se encuentren en regiones adyacentes. En otro ejemplo, otras especies (en especial las especies vegetales) pueden migrar lentamen­ te y pueden estar invadiendo zonas externas al lugar que

444

FIGURA 2 5 . 4. Áreas ocupadas por el pino amarillo (Pinus ponderosa) al oeste de Norteamérica representadas con líneas continuas. El límite del área sombreada representa la isoyeta de 50 cm de precipitación anual. (Basado en Biogeograpby an Ecological Perspective, por Pierre Dansereau. Copyright 1 957. Publicado por Ronald Press Company, Nueva York.)

las engloba. O unas especies pueden depender de otras, de forma que están limitadas por la distribución de estas últimas. Los ecosistemas terrestres. Los biomas

Debido a que las plantas y animales se han ido adaptan­ do, a través de la evolución, a la variación de los medios, existen muchos y diferentes ecosistemas cada uno de ellos de acuerdo con las diversas oscilaciones de las condiciones medioambientales. Los ecosistemas se pue­ den subdividir en dos grandes grupos: acuáticos y terres· tres. Los ecosistemas acuáticos comprenden formas de vida de los medios marinos y los de agu� dulce, en los continentes. Los ecosistemas marinos incluyen el océano abierto, los estuarios costeros y arrecifes coralinos. Los ecosistemas de agua dulce incluyen los lagos, lagunas, corrientes, marismas y pantanos. Los ecosistemas terres­ tres comprenden la totalidad de plantas y animales terres· tres ampliamente distribuidos sobre la superficie de los continentes. Los ecosistemas están determinados en gran parte por el clima y el suelo, y de esta manera están estrechamente entrelazados dentro de la trama de la geo­ grafía física. Dentro de los ecosistemas terrestres la mayor subdivi· sión reconocible es el bioma. Aunque este concepto incluye la unión total de la vida animal y vegetal inter· actuando en la capa viva, las plantas verdes dominan el bioma físicamente debido a su enorme biomasa, si la comparamos con Ja de otros organismos. De este modo

C'mceptos de biogeografia

los biogeógrafos clasificarán los biomas por las caracterís­ ticas de la forma de vida de las plantas verdes que en él se encuentran. Los principales biomas, catalogados en orden de la disponibilidad de agua en el suelo y calor, son los si­ guientes: Bosque: Sabana: Pradera: Desierto: Tundra:

Grandes cantidades de agua en el suelo y de calor Transición entre el bosque y la pradera Moderada escasez de agua en el suelo; calor moderado Escasez extrema de agua en el suelo; adecuado calor Insuficiente calor

Los biogeógrafos subdividen los biomas en unidades más pequeñas llamadas formaciones vegetales basadas en la medida, configuración y estructura de las plantas. Por ejemplo, por lo menos cuatro y quizás hasta seis tipos de bosques son fácilmente reconocibles dentro del bioma bosque. Al menos dos tipos de praderas son rápidamente identificables. Los desiertos también tienen una amplia variedad en términos de abundancia y formas de vida de las plantas. La revisión de estos tipos de formaciones vegetales y sus singulares realidades y adaptaciones a las características climáticas y de los suelos será nuestra meta en el próximo capítulo.

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Comunidades y hábitats Aunque la distribución de los grandes biomas es depen­ diente del clima, hay una gran varied;id local en cuanto a la flora y la fauna. Las comunidades bióticas son asocia­ ciones de plantas y animales que son interdependientes y a menudo se encuentran juntas. El total de cobertura biótica de una región es en realidad un mosaico de pequeñas comunidades que se vuelven a reproducir en diferentes lugares sobre el paisaje (Lámina A.4, figura 5). Una i. nfluencia fundamental en la distribución de las diversas comunidades bióticas es el efecto de una variada morfología y unos tipos de suelo sobre la vegetación. La morfología terrestre se refiere a su configuración, tales como colinas, valles, cadenas montañosas o acantilados. La vegetación sobre superficies elevadas -terrenos relati­ vamente altos con suelos gruesos y con buen drenaje- es bastante diferente de la que se puede encontrar en el fondo de un valle adyacente, donde el agua se encuentra en zonas próxirpas a la superficie, durante la mayor parte del tiempo. La vegetación suele ser diferente de la de las cadenas montañosas y de sus bruscos acantilados, donde el agua se encauza rápidamente y el suelo es muy delga­ do o incluso ausente. Debido a que los animales en un área dependen de la vegetación por su producción pri­ maria, los componentes tanto vegetales como animales

FIGURA 2 5 .6. Hábitats dentro del bosque canadiense. (Modificado por Pierre Dansereau, 1951, Ecology, vol. 32.)

ComunidtUks y hábitats

FIGURA 2 5.5 . Límiies bioclimáticos del arce del azúcar (Acer saccharum) al este de Norteamérica. El área sombreada representa la distribución de esta especie. Línea 1 : 76 cm de precipitación anual. Línea 2: -40º C de temperatura media mínima anual. Línea 3: límite oriental anual entre los climas árido y húmedo. Línea 4: 25 cm de precipitación media sólid� anual. Línea 5: -10º C de temperatura media mínima anual. (Fuente: véase figura 25.4.)

de la comunidad biótica responderán de las diferencias habidas en el medio físico. Hábitat es la palabra empleada para referirnos a un tipo de medio físico que posee una característica comu­ nidad biótica. Por ejemplo, la figura 25.6 muestra seis hábitats diferentes dentro del bosque canadiense: zonas elevadas, pantanosas, depresión, cadenas montañosas, acantilados y dunas activas. En el momento de establecer cada una de las formaciones para ma�as generales, los biogeógrafos a menudo basan sus tipos en los hábitats de las superficies elevadas puesto que es en ellas donde prevalecen las condiciones medias del ambiente. El lugar donde cada hábitat se localiza y las dimensiones del área que ocupa dependen fundamentalmente de los factores del suelo y los geomorfológicos.

Bosque canadiense

445

Factores geomoifológicos Los factores geomorfológicos (modelado) que influyen sobre los ecosistemas son esencialmente los mismos que influyen en la formación del suelo (capítulo 22). Entre ellos se pueden citar algunos como la pendiente de las laderas (ángulo que forma la superficie terrestre con la horizontal), orientación de las vertientes (posición de una superficie terrestre inclinada con respecto al norte geográfico), y relieve (la diferencia de altura entre las líneas divisorias y los fondos de los valles adyacentes). En un sentido más amplio, los factores geomorfológicos comprenden el conjunto del modelado de los paisajes de una región por medio de los procesos de erosión, trans­ porte y depósitos aluviales, o bien oleaje, vientos, hielo y fuerzas del vulcanismo y orogénicas. Estos tópicos han sido cubiertos ya con detalle desde el capítulo 13 hasta el 21. La inclinación de las vertientes actúa indirectamente por la influencia sobre la velocidad de drenaje de la precipitación sobre la superficie. En pendientes abruptas la velocidad de la escorrentía superficial es elevada, y la recarga del agua del suelo por infiltración es muy peque­ ña. En pendientes suaves, gran parte del agua de precipi­ tación puede penetrar en el suelo y ser así retenida. Sobre las pendientes abruptas, la rápida erosión a la que están sometidas comportará la presencia de unos suelos de poco espesor, mientras que en pendientes más suaves, el grueso del suelo será mayor. La orientación de la vertiente tiene una influencia directa sobre las plantas, debido a una elevada o reducida exposición a la luz solar y a los vientos predominantes. Las vertientes orientadas al sol tienen un medio más cálido y seco que las laderas opuestas a la luz del sol, y por ello orientadas a 18 sombra durante largos períodos diarios. En las latitudes medias los contrastes entre la orientación de las laderas puede ser tan acusado como para producir grandes diferencias entre las comunidades bióticas de solana y umbría (figu­ ra 25.7).

Los factores geomorfológicos son en parte responsa­ bles de la sequedad o humedad del hábitat, en una región que posee, en rasgos generales, un mismo clima para el conjunto. Cada comunidad tiene su propio micro­ clima. Sobre divisorias, picos y crestas, el suelo tiende a ser seco debido al rápido drenaje del agua que en estas zonas se realiza y debido a que las superficies están más expuestas a la luz solar y a la acción de secado de los vientos. En contraste, los fondos de los valles son más húmedos debido a la escorrentía superficial sobre el terreno, y a que las corrientes internas provocan que el agua converja en estas áreas más bajas. En climas húme­ dos el nivel freático en el fondo de los valles puede permanecer próximo o incluso en la propia superficie, ocasionando marismas, lagunas, terrenos pantanosos.

Factores edafológicos Los factores edafológicos son aquellos que se refieren al suelo. En los capítulos 22 y 23 fueron tomados de forma sistemática los principios de formación del suelo (pedo­ génesis), pero ahora podemos observarlos, en términos biogeográficos, bajo dos perspectivas. Uno de ellos co­ rresponde a los modelos de su distribución, bajo control de los regímenes climáticos. La distribución de suelos y climas está íntimamente relacionada con los esquemas globales de formaciones vegetales. Éstas serán tratadas en el capítulo 26. Un segundo punto de vista es en términos de h¡íbitats -el mosaico a pequeña escala entre los diferentes lugares de la superficie terrestre-. junto a los factores edaf ológi­ cos importantes en la diferenciación del hábitat son la estructura y textura del suelo, el contenido en humus, presencia o ausencia de horizontes, alcalinidad, acidez, salinidad de los suelos y actividad bacteriana y animal en los suelos. Aunque este libro trata los principios sistemáticos de la edafología y en primer lugar la de aquellos pertenecien­ tes a, los ecosistemas naturales, se podría acudir a un buen argumento para invertir este orden de tratamiento en aquellos terrenos en los que las plantas y animales juegan un papel primordial en el desarrollo de las carac­ terísticas del suelo. Dado un hábitat estéril, formado recientemente por algún acontecimiento geológico, como podría ser una emisión de lava, o la emersión de una zona costera desde el fondo marino, la evolución gradual del perfil del suelo está íntimamente relacionada con la ocupación de este hábitat por una sucesión de comunidades bióticas. Las plantas alteran profundamente el suelo mediante procesos tales como el aporte de mate­ ria orgánica, o produciendo ácidos que actúan sobre la materia mineral. La vida animal también realiza su contri­ bución a los procesos físicos y químicos de evolución del suelo, alimentándose sobre la materia vegetal viva. Este cambio en las comunidades a través del tiempo forma nuestro próximo concepto.

Sucesión ecológica Cont(aste de vegetación entre las vertientes FIGURA 25 .7 . opuestas de un valle. La ladera densamente poblada de árboles de la izquierda está orientada hacia el nordeste y es ensombrecida al atardecer. La ladera de la derecha, orientada hacia el sudoeste recibe una intensa insolación cuando Ja temperatura del aire es más elevada. Corresponde al Cañón Largo del río Hondo en el Bosque Nacional Carson, Nuevo México. (U.S. Forest Service.)

446

El fenómeno de cambio en los ecosistemas a través del tiempo resulta algo familiar a todo el mundo. Un paseo por el campo nos revela la presencia de parches de vegetación en diferentes estadios de desarrollo, desde campos abiertos cultivados, pasando por landas y bos­ ques. Los lagos transparentes que gradualmente van re-

Conceptos de btogeografia

El junco de las arenas (Beachgrass) es una especie pionera sobre las dunas costeras y ayuda a estabilizarlas contra la erosión eólica

A.

Las bajas matas arbustivas, en el centro de la foto, reemplazan a los juncos en las zonas más estables. B.

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C. Este matorral de playa formado por hiedra ponzoñosa, bayas y cerezo silvestre, prepara el camino para el desarrollo del bosque clímax. FIGURA 25.8.

El bosque clímax sobre dunas. Aquí en Sandy Hook, New Jersey, el acebo (/lex opaca) a la izquierda, es un importante constituyente del bosque clímax. Obsérvese la cantidad de hojas y de materia orgánica que yacen sobre el suelo forestal. D.

Diferentes estadios en la sucesión sobre duna costera. (A.H. Strahler. )

llenándose de los aportes de sedimentos de los ríos que desaguan en él, se van convirtiendo en terreno más y más pantanoso. Estos tipos de cambios en los que las comuni· dades bióticas se suceden unas a otras tendiendo hacia una estabilidad final se conoce como sucesión ecológica. En general, la sucesión conduce a la formación de la más compleja comunidad de organismos posibles en un área, dado sus factores de control físico del clima, suelo y agua. Las series de comunidades que se substituyen una a otra con tendencia a obtener un estadio de estabilidad se denomina serie. Cada una de las comunidades tempora· les que se instalan se denominan estadios. La comunidad estable que constituye el punto final de una sucesión, es el climax. Si la sucesión comienza sobre un depósito de sedimento mineral completamente nuevo, se la denomi· na sucesión primaria. Si la sucesión sucede sobre un área que poseía previamente vegetación y ésta ha sido recien­ temente perturbada por ciertos agentes tales como un incendio, una inundación, un temporal o la propia acción humana, se denominará sucesión secundaria.

Sucesión ecológica

Un nuevo emplazamiento sobre el que puede originar­ se una sucesión primaria, puede tener inicios muy dife­ rentes: una duna de arena, una playa costera, la superficie de unos nuevos aportes de lava o una capa de ceniza volcánica recientemente depositada, o los depósitos de limos en la parte interior del recodo de un río que está desplazándose gradualmente. Tales emplazamientos no constituyen un verdadero suelo con sus horizontes; es más, quizás tan sólo sean fragmentos minerales gruesos. En otros casos, tales como los depósitos de limos en los lechos de inundación de los ríos, la capa superior puede representar un suelo redepositado y dotado, por consi­ guiente, de substanciosas proporciones de coloides del suelo y cationes básicos intercambiables. El primer estadio de una sucesión es la fase de coloni· zación o estadio pionero; incluye unas pocas plantas generalmente bien adaptadas a condiciones adversas como un rápido drenaje del agua y el consiguiente seca­ do del suelo, o una excesiva exposición a la luz solar, o al viento, o unas temperaturas extremas del suelo o de las

447

A

Tabla 2 5 . 1 .

S11 cesión de in1 •ertebrados sobre las d11 n as del lago Michigan Estadios de sucesión Bosques Ju11.co

Invertebrados

Bosques

húmedos

Bosque

de las

Bosques

secos

de roble,

clímax

arenas·

de pino

de roble

y roble

de bayas

álamo

Jack

negro

y nogal

y arces

B

Tigre blanco (coleóptero) Araña de las arenas

X X

Langosta de antenas largas Araña cavadora

X

X

X

X

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Tigre bronceado ( coleóptero ) Langosta migraroria

X X

Hormiga león

X

Chinche arado

X

G u sanos, larvas

X

Caracol

X

X

X

X

X

X

X

Chinche de la humedad

X

X

Lombriz de tierra

X

X

Cu caracha de la madera

X

X

Saltamontes enano

X

Tigre verde (coleóptero)

o

El grillo de las cavernas

(Acrididae, fam. )

Fuente de datos: V . E . Shelford, Ftmdamentals of Ecology, W . B .

X X

1 97 1 , Philade l p h i a , p. 259.

E

presentado en E . P . O d u m , Sau nders Co.,

F

capas bajas de aire. En cuanto estas plantas crecen, sus raíces penetran en el suelo; más tarde, su muerte y su putrefacción añadirá humus al suelo. Las hojas y troncos caídos contribuyen formando una capa de materia orgáni­ ca en la superficie terrestre. Las bacterias y animales comienzan a instalarse y a vivir en el suelo en grandes cantidades. Los mamíferos que pastorean también se ali­ mentarán de estas pequeñas plantas. Los pájaros buscarán su comida, a base de simientes y gusanos, en la nueva área vegetada. Pronto las condiciones son favorables para que otras especies invadan el área y desplacen a las pioneras. La nueva vegetación suele presentar formas vegetales más variadas que proveen de una mayor cobertura f oliar. En este caso, el clima próximo a la superficie, o microclima, es considerablemente alterado tendiendo a ser menos extremo en sus características térmicas del aire y del suelo, habiendo, además, un mayor grado de humedad y una menor insolación. Aún otras especies nuevas pueden invadir y prosperar en este medio modificado. C uando la sucesión, finalmente, ha acabado su desarrollo, se ha alcanzado una comunidad clímax de especies vegetales y animales en una composición más o menos estable. La colonjzación de una duna de arena nos puede servir de ejemplo para ilustrar una sucesión primaria. La f orma-

448

Vegetación

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Juncos

Espadañas

c=C).0:i Arbustos mesofíticos

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Árboles higrofíticos

Árboles mesofíticos

Turba

Juncos

Espadañas

Sphagnum

Leñosa

FIGURA 2 5.9. Sucesión autógena pantanosa típica del escudo Laurentino de Canadá. (Según Dansereau y Sagadas-Viana, 1952, Canadian journal of Botany, Vol. 30.)

c1on de antiguas dunas que bordeaban el océano, o las playas lacustres, presenta un hábitat estéril. La duna de arena -generalmente f ormada por cuarzo, feldespato y otros minerales que forman las rocas- carecen de impor­ tantes nutrientes como pueden ser el nitrógeno, el calcio y el fósforo y su capacidad para retener el agua es muy baja. Bajo Ja intensa radiación solar del día, Ja superficie

Conceptos dé biogeograjía

de la duna es muy calurosa, secando, al mismo tiempo, el aire que la envuelve. Por la noche, el enfriamiento por irradiación, en ausencia de humedad, produce unas tem­ peraturas superficiales muy bajas. Uno de los primeros colonizadores de este ambiente tan extremo es el junco de las arenas ("Beachgrass"o " Psamma"en inglés) (figu­ ra 25.8 A). Esta planta se reproduce vegetativamente, enviando sus rizomas (tallos reptadores subterráneos) y extendiéndose, de esta forma, por toda la duna. Este junco está bien adaptado a un medio ventoso; no muere en caso de quedar enterrado bajo la arena que se despla­ za, sino que al contrario, saca otros renuevos para alcan­ zar así la nueva superficie. Después de la colonización, los renuevos de este junco actúan a fin de formar una especie de pantalla que supri­ ma el movimiento de la arena, de forma que ésta se volverá más estable. Con el aumento de la estabilidad de la arena, otras plantas más adaptadas a la sequía y medios extremos pero que no pueden vivir mucho tiempo ente­ rradas, comienzan a colonizar la duna. Generalmente son matorrales leñosos como la ajenja de playa, o el falso brezo (figura 25.8 B ) . Sobre las viejas playas y líneas d e dunas d e las llanuras costeras del Atlántico las especies que siguen a los mato­ rrales son por lo general variedades de plantas leñosas y árboles tales como el ciruelo, las bayas, la hiedra veneno­ sa o el cerezo (figura 25.8 C). Todas estas especies tienen algo en común: sus frutos son comestibles por los pája­ ros. Las semillas de estos árboles son dispersadas a medi­ da que los pájaros buscan alimentos junto a los . bajos matorrales de las dunas, sembrando, de esta manera, el próximo estadio de la sucesión. A medida que los arbus­ tos enanos y los pequeños árboles se extienden, despla­ zan progresivamente a los matorrales y a los restos de juncos de las arenas que lo poblaban en primer lugar. Los pinos pueden, también, penetrar en este estadio. En este punto, el suelo comienza a acumular una canti­ dad significativa de materia orgánica. No excesivamente seca, ni estéril, la duna posee ahora componentes orgáni­ cos y nutrientes y ha acumulado suficientes coloides para poder retener el agua durante largos intervalos. Estas condiciones del suelo estimulan el crecimiento de espe­ cies de hoja ancha, como el arce rojo, los acebos y los robles, los cuales a su vez, desplazan _gradualmente a los arbustos y a los pequeños árboles existentes (figu­ ra 25 .8 D ) . Una vez el bosque está establecido, tiende a reproducirse a sí mismo; las especies de las que está compuesto, son tolerantes a la sombra y sus semillas pueden germinar sobre el suelo orgánico forestal. De este modo se ha alcanzado el clímax. Los estadios a través de los que se ha desarrollado el ecosistema constituyen la serie, progresando desde el junco de las arenas ("beach­ grass") , y pasando por los matorrales bajos, arbustos altos y pequeños árboles, hasta finalizar en el bosque. Aunque este ejemplo ha recalcado los sucesivos cam­ bios en la cobertura vegetal, las especies animales tam­ bién cambian siguiendo una sucesión. La tabla 25. 1 muestra algunos típicos invertebrados aparecer y desapa­ recer a través de una sucesión sobre las dunas del lago Michigan. Obsérvese que cada uno de los estadios repre­ sentados en la tabla para estas dunas interiores son algo diferentes que aquellas descritas en el medio costero. Otro ejemplo de sucesión primaria es la sucesión en turberas (véase figura 25. 1). Extensas áreas continentales de Norteamérica y Europa poseen innumerables turberas. Éstas son antiguas cuencas lacustres de origen glaciar y

Sucesión sobre antiguos campos

que actualmente están repletas de materia vegetal más o menos descompuesta y que conocemos como turba de agua dulce. La turba se acumula debido a que la putre­ facción de la materia vegetal es muy lenta en estos climas fríos. La materia vegetal que se acumula por debajo del nivel del agua de un lago está en unas condiciones de continua saturación y con poca disponibilidad de oxíge­ no, fomentando así la actividad de los transformadores. La figura 25.9 representa con Uf!a serie de diagramas los estadios de relleno de este tipo de lagos en una sucesión de turberas. En los márgenes del lago se en­ cuentra una zona de espadañas, seguida de otra de jun­ cos. Éstos construyen una capa flotante que invade poco a poco la laguna. Van seguidos de una zona de Sphag­ n u m que acaba por rellenar completamente el lago. Aho­ ra los depósitos de turba mantienen árboles higrofíticos (abetos en su mayor parte) que producirán una turba le­ ñosa. Tenemos un suelo del tipo histosol. Esta comunidad podrá ser de nuevo reemplazada por árboles mesofíticos, constituyendo, de esta manera, el estadio final clímax.

Sucesión sobre antiguos campos En los lugares donde una perturbación altere una comu­ nidad existente, puede instalarse una sucesión secunda­ ria. La sucesión sobre antiguos ca mpos se lleva a cabo sobre tierras de cultivo abandonadas y constituye un buen ejemplo de sucesión secundaria. Al este de los Estados Unidos, los primeros estadios de la serie depen­ den a menudo, del último cultivo que colonizó la tierra antes de ser abandonada. Si fueron cultivados varios pro­ ductos seguidos, aparecerán una serie de colonizadores, generalmente anuales y bianuales; si fueron plantadas pequeñas gramíneas, las pioneras serán, generalmente, hierbas perennes y gramíneas. Si son abandonados los pastos, aquellas colonizadoras que no fueron recogidas encabezarán la serie. En los lugares donde la acción del arado haya puesto al descubierto los horizontes minera­ les, los pinos suelen iniciar los primeros estadios de la sucesión, puesto que sus simientes prosperan favorable­ mente en suelos perturbados y con fuerte insolación. Aunque con un crecimiento más lento que otras pione­ ras, esta especie desplaza finalmente a otras convirtién­ dose finalmente en las especies dominantes. Sin embar­ go, su dominio es solamente temporal, puesto que sus semillas no pueden germinar en terrenos sombreados y en el lecho de suelos forestales. Las semillas de árboles caducifolios como el arce o el roble podrán ahora germi­ nar en estas condiciones y a medida que los pinos van muriendo los plantones de caducifolios crecerán más rápidamente hasta rellenar los claros dejados por los pinos. El clímax es entonces el bosque caducifolio, el cual puede autogenerarse . La figura 25. 1 0 es un esquema en donde se muestra un ejemplo de este tipo de suce­ sión. Es importante destacar que los cambios de la serie resultan de la acción de las plantas y los animales, por sí; una serie de habitantes que prepara el camino para el siguiente estadio. Tan largo como cercanas estén las po­ blaciones de las especies colonizadoras, los cambios con­ ducen de una manera automática de un antiguo campo a un bosque. Este tipo de sucesión se conoce, a menudo, como sucesión a utógena (autorreproducida) . E n muchos casos, sin embargo, esta sucesión autógena no se lleva a cabo completamente. Ciertas perturbaciones procedentes del propio medio como pueden ser el vien-

449

Andropogon

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Pino

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Árboles jóvenes

Robles, nogales

FIGURA 2 5. 1 0. Sucesión vegetal sobre un antiguo campo en la región de Piedmont, al sudeste de los Estados Unidos, siguiendo al abandono de los campos de maíz y de algodón. Este dibujo representa el continuo cambio en la composición vegetal a lo largo de un período de 1 SO años. (Según E.P. Odum, 1 973, Fundamentals of Ecology, W.B. Saunders Co., Filadelfia. )

to, el fuego, crecidas de ríos, o clareo de la vegetación por el Hombre, puede ocurrir de forma tan seguida que altere permanentemente o desvíe el curso de una su:::e­ sión. Si añadimos las condiciones de hábitat, como un emplazamiento expuesto, un lecho rocoso poco común, un impedimento al drenaje y etc., todo ello puede hacer retroceder el curso de una sucesión continuamente, de forma que no se llegue nunca a alcanzar un clímax; al contrario, un estadio temprano de la serie podrá ser más o menos permanente y tan estable en tal lugar, como podría serlo en los lugares más favorables. De este modo, un mosaico de comunidades bióticas vegetales será la forma biogeográfica más estable, en un área con una diversidad de hábítats.

Impacto del Hombre en los ecosistemas naturaks En biogeografía existen dos conceptos que son opuestos, pero que, sin embargo, son inseparables el uno del otro, como las dos caras de la misma moneda. Uno es el concepto de ecosistema n a tural, un ecosistema que lo­ gra su desarrollo sin apreciables interferencias con el hombre y está sujeto a las fuerzas naturales de modifica­ ción y destrucción, tales como los efectos de las tormen­ tas o el fuego. El otro concepto es el de ecosistema mantenido en un estado de modificación por las activida­ des del Hombre. Los extremos de cada uno de los con­ ceptos se pueden encontrar a lo largo del globo. Los ecosistemas naturales aún pueden ser vistos sobre grandes áreas del clima ecuatorial lluvioso, donde la pluviisilva está todavía apenas malograda por el Hombre. Gran parte de la tundra ártica y del bosque de aciculifo­ lios de la región subártica se hallan en estado natural. En contraste, grandes zonas de superficie continental de las latitudes medias están casi totalmente bajo el control del hombre, a través de una agricultura intensiva, el pastoreo y la urbanización. Se puede conducir por todo un estado, como Ohio o Iowa, sin ver un solo vestigio de la cobertu­ ra vegetal natural que existía antes de la llegada del Hombre Blanco. Solainente si se sabe donde hay que mirar, se pueden encontrar unas pequeñas áreas de pra­ dera o bosques todavía vírgenes. Algunas áreas de vegetación natural aparecen como si no estuviesen afectadas, pero en realidad se encuentran bajo la dominación del Hombre de una manera muy sutil.

450

Ciertas partes de nuestros parques y bosques nacionales han sido protegidas por el fuego desde hace bastantes décadas, consiguiendo un estado innatural, en términos de lo que cabría esperar de un ecosistema natural. Cuan­ do los relámpagos inician un incendio forestal, los hom­ bres que luchan contra el fuego se lanzan en paracaídas y apagan las llamas del modo más rápido posible. Pero, sin embargo, los incendios periódicos de bosques y prados representan un fenómeno natural y cumplen funciones vitales en el ecosistema. Una de tales funciones es la de liberar nutrientes almacenados en la biomasa, de forma que el suelo pueda ser revitalizado. Otra es la de aumen­ tar las áreas cubiertas por hierbas y praderas sobre los que los animales que pastorean dependen. Actualmente aquellos quienes manejan nuestros parques y bosques están experimentando con el rechazo al control del in­ cendio forestal. El hombre ha influido en los ecosistemas de otra for­ ma: desplazando especies vegetales y animales de sus hábitats originales, en tierras y medios foráneos. El euca­ liptus es un claro ejemplo. Las diferentes especies de eucaliptus han sido transplantadas desde Australia a luga­ res tan remotos como California, Norte de África e India. Algunas veces estas plantas exportadas prosperan como malas hierbas, desplazando a las especies naturales y convirtiéndose en especies molestas. El transporte de la liebre a Australia ha concluido en una fenomenal explo­ sión poblacional devastadora y que solamente ha sido controlada por la importación de enfermedades que afec­ tan a los conejos. Se dice que uno de los tipos de prados poco comunes que revisten las cadenas costeras de Cali­ fornia es una especie natural. Sin embargo, un observa­ dor ocasional podría pensar que todas las praderas que aparecen a sus ojos constituyen una vegetación natural. La introducción inadvertida de una enfermedad desde un continente foráneo puede ocasionar la exterminación de una especie animal o vegetal en particular. Un ejem­ plo de ello lo constituye la plaga del castaño, la cual ha eliminado los castaños americanos de los bosques del nordeste de los Estados Unidos. Ciertos insectos acciden­ talmente importados pueden también borrar los indivi­ duos maduros de uná especie vegetal natural, cuando no existen predadores disponibles para combatir tales inva­ siones. Éstas son unas cuantas maneras por las que el H ombre interfiere y ha interferido en los ecosistemas na­ turales.

Conceptos de btogeografta

CAPÍTULO

26

Distribución de la vegetación natural

Una de las principales preocupaciones que conciernen a los geógrafos es la distribución de la vegetación a lo largo del globo, y sus relaciones con unos tipos de suelos y climas. A fin de clasificar y organizar la vegetación del planeta, los biogeógrafos han adoptado u n cierto número de clasificaciones, muchas de las cuales se basan en dos criterios. El primero en importancia es la estructura que tiene la vegetación de una región. Este aspecto incluye las formas de crecimiento de las plantas dominantes, su organización y su ordenación en el espacio. El segundo criterio es la flora, o catálogo de las plantas que se encuentran en u na región determinada. U n biogeógrafo habría de distingu ir entre los diversos reinos vegetales, o reinos florísticos, basándose en la composición de las especies que lo forman. El mapa m undial de vegetación descrito en este capítulo se basa en unos criterios estruc­ turales y florísticos.

Descripción de la estructura de la vegetación La descripción estructural de la vegetación está basada en las propiedades físicas y forma exterior de las plantas. En el sistema de clasificación de descripción estructural ideado por Pierre Dansereau• se incluyen seis categorías de información. Cada una de ellas nos habla acerca de la forma de crecimiento de las plantas, su medida, su estra­ tificación, el grado de recubri miento del suelo, sus fun­ ciones horarias (periodicidad) y la forma de sus hojas. l. Forma biológica. Las plantas pueden clasificarse según su forma biológica. Las dos primeras formas, árbo­ les y arbustos, son plantas leñosas y erguidas (figu•

Dansereau, Pierre: Biogeograpby, an ecologial perspectit•e.

Press Co. Nueva York,

1957.

Ed.

RonaId

FIGURA 26.1 . Esquema de las formas biológicas en un bosque de hayas, arces y cicuta. La capa arbórea está compuesta por el arce del azúcar (As), fresnos (Fa), hayas (Fg) y cicuta (Te) e incluye lianas (Cs). El estrato arbustivo está formado por el saúco (Sp), cornáceas (Ca) y pequeñas cicutas (Te). Sobre la cicuta tenemos una epífita (Ul). Las plantas designadas bajo Te, Mr, Cb y Cu, forman el estrato herbáceo. El musgo (Du) forma el estrato inferior. (Procedente de Pierre Dansereau, 1951, Ecology, vol. 32.)

Descripción de la estructura de la vegetación

451

FIGURA 26.2. Escena en la que se puede observar unos arces del azúcar ya maduros, entre 160 y 200 años. Corresponde al Bosque Nacional Allegheny en Pennsylvania, 1939. (U.S. Forest Service.)

ra 26. 1 ) . Un árbol es u na planta perenne que posee u n único tronco principal, a menudo c o n pocas ramas en l a parte inferior, pero m u y ramificado en la parte su¡::ie ri0r de Ja copa que, en es_tado de madurez, forma parte de una de las capas superiores de Ja vegetación (figura 2 6 . 2 ) . Un arbusto es una planta leñosa que presenta una enorme ramificación en zonas próximas al suelo, localizándose todo el follaje formando una masa en lugares no muy alzados del suelo. E n tercer Jugar, tenemos las trepadoras leñosas que ascienden por los árboles: son las lianas (figura 26.3 ) . Aunque el término "liana" se asocia gene· ralmente con las trepadoras leñosas de los bosques tropi­ cales, su significado puede ampliarse incluyendo, de esta forma, a las trepadoras leñosas de las latitudes medias como pueden ser la hiedra ponzoñosa o Ja enredadera de Virginia. De este modo, los diferentes tipos de formas biológicas cortan de través las categorías taxonómicas del mundo vegetal. Por ejemplo, las palmeras y Jos helechos arborescentes parecen muy semejantes en su aspecto ex­ terno, pero botánicamente son completamente dife ­ rentes. La cuarta de las formas biológicas es el grupo conocido como hierbas. Suelen ser pequeñas plantas, tiernas, y que carecen de tallos leñosos. El adjetivo herbáceo se aplica a esta forma vegetal. Las hierbas comprenden una gran variedad de formas y estructuras fol iáceas, incluyendo tanto a las perennes como a las anuales, plantas de hojas anchas como a las cespitosas. Las hierbas que presentan hojas anchas se las conoce como forbias, en distinción de las otras que forman césped. La capa herbácea ocupará normalmente una porción o estrato bajo dentro de Ja comunidad vegetal. Más pequeñas y próximas al suelo o sujetas a Jos troncos de Jos árboles tenemos a los briófi­ tos, una forma biológica que comprende a los musgos y a las hepáticas. Finalmente, j unto a las otras formas biológicas inclui­ mos a las epifitas, plantas que se aprovechan de otras para mantener sus estructuras, y de esta forma viven por enci­ ma del nivel del suelo, fuera de todo contacto con él

452

FIGURA 26.3. Lianas en el bosque ecuatorial, en un paraje próximo a Belem, Brasil. (Otto Penner, Instituto Agronómico do Norte.)

( Lámina M .3 ) . Resulta un ejemplo conocido de todos el caso de las orquídeas tropicales, que viven en las ramas de los árboles, y que a veces se las califica de plantas aéreas. Los helechos existen comúnmente, también, como epífitas . No incluidos en la lista de formas biológicas son las plantas inferiores, agrupadas bajo el nombre de taló/itas. Dentro de éstas encontramos a bacterias, algas, mohos y

"Musgo de reno", el liquen (Larry West.)

FIGUR A 26.4.

rangifera.

Cladonia

Distribución de la vegetación natural

Tabla 26.1.

Las grandes formaciones uegeta/es

Formación vegetal y símbolo del mapa

Tipo de clima asociado

Suelo asociado Orden o suborden

Bioma forestal Selva ecuatorial y tropical (Fe)

(1) Ecuatorial lluvioso (2) Monzónico y de vientos alisios en el litoral

Oxisoles y ultisoles

Bosque de montaña (Fmt)

Alta montaña, climas (1) y (2)

Oxisoles y ultisoles

Bosque monzónico (Fmo)

(3) Tropical seco y húmedo (4s) Tropical seco, semiárido

Oxisoles y ultisoles Ustalfs y vertisoles

Bosque perenne de hoja ancha (Fbe) (bosque laurifolio)

(6) Húmedo subtropical (8) Marítimo de costa Oeste

Udults Udalfs

Bosque caducifolio de latitudes medias (Fd)

(8) Marítimo de costa Oeste (10) Húmedo continental

Udalfs, boralfs Udolis

Bosque aciculifolio (Fcl, Fl, Fsp, Fbo, Fbl)

(8) Marítimo de costa Oeste (Norteamérica) (10) Continental húmedo (Norteamérica)

Spodosoles, boralfs Histosoles, criacuepts

( 11) Bosque boreal (7) Mediterráneo

Xeralfs, xerolls, xerults

Sabana arbolada (Sw)

(3) Tropical seco y húmedo

Ustalfs, ultisoles, oxisoles, vertisoles

Sabana de espinos y hierba alta (Stg)

(4s, 4sd) Tropical seco, semiárido y semidesértico (5s, 5sd) Subtropical desértico, semiárido y semidesértico

Ustalfs, ultisoles

Bosque esclerófilo (Fsm, Fss, Fsa)

Bioma de sabana

Oxisoles, vertisoles

Bioma de pradera Pradera (hierba alta) (Gp)

(6) Húmedo subtropical

Udolis

(10) Húmedo continental (l:>s) Seco de latitudes medias semiárido (lOsh) Húmedo continental subhúmedo

Borolls, ustolls Xerolls, aridisoles

Semidesierto espinoso (Drw, Dtg)

(4sd, 4d) Tropical seco, semidesértico y desértico (5sd, 5d) Subtropical seco, semidesértico y desértico

Aridisoles, ustalfs

Semidesierto (Dsd, Dss)

(4sd, 4d) Tropical seco semidesértico y desértico (5sd, 5d) Subtropical seco, semidesértico y desértico (9d, 9sd) Seco de latitudes medias, semidesértico y desértico

Aridisoles, psamments

Desierto seco (D, Dsp)

(4d) Tropical seco, desierto (5d) Subtropical seco, desierto (9d) Seco de latitudes medias, desierto

Aridisoles, psamments

(12) Tundra Climas de alta montaña, zona alpina

Criacuepts, criorthent

Estepa (pradera de hierba baja) (Gs)

Bioma de desierto

Bioma de tundra Tundra ártica (T) Tundra alpina (Ta)

Descripción de la estructura de la vegetación

453

hongos, todas aquellas que carecen de verdaderas raíces, tallos y hojas. Los líquenes, aquellas formas vegetales en las que viven algas y hongos j untos, formando una única estructura vegetal, están comprendidos dentro de l a for­ ma biológica clasificada como brioides. Los líquenes cre­ cen formando costras duras o coriáceas y masas también de aspecto fol iáceo dispuestas sobre troncos de árboles o rocas (figura 26.4 ) . En los medios ártico y alpino los líquenes crecen con gran profusión y dominan la vegeta· ción en los l ugares de ausencia de formas vegetales más relevantes. 2. Tamaño y estratificación. Cada una de las formas biológicas anteriormente descritas pueden clasificarse de acuerdo con su tamaño. Las palabras "alta", "media" y "baja" pueden servir para definir los límites de cada u na de las formas biológicas. Por ejemplo, un árbol de más de 25 m es "alto"; de 10 a 25 m es "mediano"; y de 8 a 10 m es "bajo" . Tal normalización de las medidas y tamaños permite al fitogeógrafo realizar descripciones detalladas de la vegetación. 3. Cobertura. El grado con el que las hojas de los individuos vegetales de una forma biológica determinada cubren la superficie terrestre, es denominada cobertura. Podemos utilizar cuatro términos para poder definir el grado de cobertura: desprovista o vegetación muy disper­ sa, discontinua, fragmentada o agrupada, y continua. Por ejemplo, los árboles puejen ofrecer una cobertura dis­ continua, mientras que la capa herbácea, por su lado, puede ser continua, y viceversa. 4. Periodicidad. De una gran i mportancia en la clasi­ ficación de las formas de vegetación natura l , es la res­ puesta de las hojas de las plantas al ciclo climático anual. Las plantas de hoja caduca se despojan de sus hojas y permanecen en estado latente en la estación desfavora­ ble, que es también demasiado fría, o demasiado seca

B

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-

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xl2

xl3 D

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Configuración de las hojas. A) Hoja amplia y delgada (sicomoro). B) Hoja aciculada (pino). C) Espina. O) Hoja de gramínea (Hierba) E) Hoja pequeña. F) Hoja compuesta (helecho). G) Tallo suculento (cactus.) FIGURA 26.5.

454

para permmr su crecimiento Las plantas perennes, por el contrario, mantienen su fol laje verde a lo largo del año, aunque en algunos casos se encuentren en u n estado casi inactivo durante l a estación fría o seca. En los lugares donde el clima es afable a lo largo del año (por ejemplo, en los climas húmedos y nunca fríos durante el año) las plantas perennes crecen continuamente. Una tercera cla­ se es la vegetación semicaducifolia que son aquellas que se despojan de sus hojas a intervalos, no en fase con una estación determinada. De esta forma, u n bosque de semi­ caducifolios no tendría por qué estar a la vez todos los árboles y arbustos desprovistos de hojas. Reconocemos como un cuarto tipo la vegetación suculenta perennifo· lia, aquella con hojas gruesas y carnosas que mantienen su fol laje a lo largo del año, y, por último, las plantas perennes desprovistas de hojas o cactiformes, aquellas con tallos carnosos y sin hojas funcionales, tales como los cactus. 5. Configuración y tamaño de la hoja. El reconoci­ miento de la forma de la hoja de una planta es algo esencial en su descripción estructural (figura 26. 5 ) . Una de las formas es la hoja ancha, fam i l iar a todos nosotros en árboles como el arce, el roble, el haya y el rododen­ dro. En contraste, tenemos la hoja acicular, corriente en el pino, el abeto, el cedro y el abeto de Canadá. Una forma simi lar es la espina, que en algunas plantas repre­ senta la transformación completa de la hoja. Las hojas delgadas y que se van estrech:i'1do progresivamente hacia las puntas de las hierbas, tienen forma de graminoide. Podemos reconocer, además, las pequeñas hojas como las del abedu l o las del acebo, y la hoja compuesta del fresno o del nogal americano . 6 Textura de la hoja. La textura de las hojas varía ampliamente de acuerdo con el clima y el hábitat, debido a los diferentes grados con que la hoja pierde el agua por evaporación hacia la atmósfera y como lo controla. Aque­ .llas que tienen un cierto grosor medio se denominan membranosas; aquellas que son fi nas y delicadas (como la del culantrillo del pozo) son peliculares. Las hojas que son duras, gruesas y coriáceas, son esclerófilas; un bosque dominado por árboles y arbustos que tienen tales hojas, es conocido como bosque esclerófilo. Las hojas muy en­ grosadas, susceptibles de retener gran cantidad de agua en su interior, dentro de su estructura esponjosa, son calificadas de suculentas. Los grandes biomas El bioma es una amplia agrupación de ecosistemas natu· rales que comprenden tanto l a vida animal como la vege­ tal (capítulo 2 5 ) . Los grandes biorrias, sin embargo, se reconocen principalmente sobre la base de sus diferentes tipos de vegetación: bosque, sabana, pradera, desierto y tundra. El biomaforestal incluye todas las regiones de bosques -una agrupación de árboles que crecen conjuntamente, y formando una cobertura foliar que sombrea el suelo. Los bosques a menudo presentan una estratificación, con más de una capa. El sombreo del suelo confiere diversos microclimas, diferentes a los que se pueden hallar en u n terreno abierto. Los bosques requieren d e u n a precipita­ ción anual relativamente elevada, pero no es necesario que ésta esté u n iformemente repartida a lo largo del año. En términos de balance hídrico del suelo, los bosques están muy próximos a los subtipos húmedos y perhúme­ dos de los cli mas húmedos, tal como los definimos en el Distribución de la vegetación natural

capítulo 1 0 . Las reservas hídricas suelen ser, generalmen­ te, elevadas durante la mayor parte del año, aunque pue­ den agotarse durante l a estación seca. Consecuentemente el bioma forestal se extiende por u na amplia gama de climas y latitudes, desde el clima ecuatorial l l uvioso ( 1 ) hasta e l clima d e bosques boreales ( 1 1 ) . La vegetación del bioma sabana está compuesta de una combinación de árboles y praderas en diferentes proporciones. La apariencia de la vegetación puede ser descrita como paisaje en parque, con árboles espaciados, individualizados o en pequeños grupos, y bordeados por, o los espacios cubiertos de, grandes superficies cubiertas de hierbas o por alguna o.era forma vegetal como los arbustos o plantas anuales en las capas bajas. La sabana está íntimamente. asociada con los climas cálidos que tienen una alternancia de estaciones secas y húmedas. Las áreas de sabana más extendidas se identifican con el clima tropical seco y húmedo (3) , y con el subtipo semiá­ rido del clima tropical seco (4s) . Estos ú ltimos presentan una breve, pero a menudo intensa, estación seca. La vegetación del bioma pradera está compuesta prin­ cipalmente o en su totalidad, de hierbas, en las que pueden inclui rse las cespitosas, gramíneas y forbias (hierbas con hojas anchas). El grado de cobertura puede oscilar entre continua y discontinua, y puede estar estrat i ­ ficada. La pradera puede inclu i r algunos árboles en los hábitats más húmedos de los fondos de los valles y j unto a Jos cursos de las corrientes, donde el agua de satura­ ción está dentro del alcance de las raíces de los árboles. El bioma pradera está estrechamente relacionado tanto con el subtipo semiárido del cl ima seco de latitudes medias (9s ) , como con los subtipos húmedos de los cl imas húmedos subtropicales ( 6sh) y cl imas húmedos conti nentales (lOs h ) . El déficit hídrico del suelo oscila entre O y 20 cm o mayor, y hay un corto, o incluso no existe, período de excedente de agua. De este modo, las reservas de agua se si túan muy por debajo de su capac i ­ dad d e retención durante l a mayor parte del año. E l bioma desierto asociado a los climas de extrema aridez posee una ligera cobertura a base de plantas dis­ persas . Una gran proporción de su superficie es tierra desnuda, expuesta a la insolación directa y a las fuerzas erosivas del viento y el agua, o la acción del hielo­ deshielo. Aunque esencialmente está despoblado de ár­ boles, el desierto puede tener plantas leñosas, hierbas anuales, hierbas perennes siempre, eso sí, dispersas. La vegetación del bioma tundra está compuesta de hierbas y plantas herbáceas, así como una abundancia ·de plantas con flores, arbustos enanos, musgos y líque­ nes. La cobertura del suelo puede estar formada a modo de estrato continuo o bien en agrupaciones. El clima de este bioma es frío durante la mayor parte del año y con rigurosas heladas incluso en los meses más calurosos. La tundra no sólo se puede encontrar en la zona ártica, sino también en las grandes alturas como t undra alpina. Formaciones vegetales Los biogeógrafos subdividen los biomas en formaciones vegetales, las unidades de vegetación más pequeñas basa­ das en la estructura vegetal . Las formaciones que introdu ­ ciremos serán los tipos más extendidos y claramente asociados con los doce tipos climáticos y sus balances hídricos del suelo. La asociación con los grandes tipos de suelos será también un punto importante a realizar. De esta manera, examinaremos el campo general de la geoBloma forestal

grafía de las plantas, como una síntesis del clima con Jos procesos orgánicos y físicos de la biosfera. La tabla 26. 1 recoge 1 6 formaciones y sus aproximadas asociaciones con los tipos climáticos y tipos de suelos . La Lámina M.l, por su parte, es un esquema que representa cómo se ordenarían estas formaciones vegetales sobre un conti ­ nente imaginario que combina los aspectos de África y E urasia en un ú nico supercontinente. Sobre los mapamundis de vege.r ación es posible reco­ nocer muchos más de los 16 tipos de formación. Cuando se realizan más subdivisiones, la composición florística se vuelve simi lar a la estructura de la vegetación, pue­ diendo ser confundidas. De este modo, podemos definir u n idades inferiores para distinguir entre los tipos de vegetación que son estructuralmente muy semejantes, pero que, sin embargo, están compuestas de asociaciones enormemente diferentes de especies. Son necesarias tam­ bién algunas unidades subordinadas para poder mostrar transiciones o mezclas entre los grandes tipos de vege­ tación. Nuestro mapamundi de vegetación, Lámina M.2, reco­ noce 28 u nidades diferentes de vegetación utilizando tanto u_ n criterio estructural como florístico. Está basa­ do en el sistema mundial de tipos de vegetación prepa­ rado por el profesor S. R. Eyre. El s istema Eyre reconoce 34 u nidades de vegetación•. Nosotros hemos combinado algunos tipos de la clasificación propuesta por Eyre que están estrechamente relacionados pero que tienen un área de suceso relativamente pequeña. Volvemos de nuevo a u n examen sistemático de los grandes tipos de formaciones vegetales, su composición y estructura, y sus relaciones con los tipos climáticos y órdenes de suelos . Bioma forestal

Pluviisilva ecuatorial y tropical La pluviisilva ecuatorial (Fe) está compuesta por árboles muy altos y muy próximos entre sí. Sus copas forman una cobertura continua de follaje y proveen al suelo y a los estratos bajos de una densa sombra (figura 26.6 ) . Los árboles poseen como característica una corteza l isa y una desprovisión de ramas en los dos tercios inferiores del tronco. Éstos están, por norma general, reforzados me­ diante raíces adventicias, radiales desde la base, a modo de arbotantes. (Figura 26.7) Las hojas de los árboles son anchas y perennes; de esta última característica le provie­ ne el nombre de "bosque perennifolio de hoja ancha". Las copas de los árboles tienden a formar dos o tres capas, o estratos, de los cuales el más superior está forma­ do por copas dispersas que pueden alcanzar hasta 40 m y que sobresalen sobre un estrato inferior, de 1 5 a 30 m, de cubrimiento continuo (figura 26.8) . La tercera capa, la más baja, está compuesta de árboles pequeños y delgados de altura comprendida entre 5 y 1 5 m, cuyas copas son muy estrechas. Típico de la pluviisilva ecuatorial son las l ianas leñosas y gruesas sostenidas por los troncos y ramas de los árboles altos. Algunas son delgadas como cuerdas, pero otras pueden alcanzar grosores de hasta 20 cm. Ascienden hasta llegar a las partes más altas de los árboles donde • S.R. Eyre: Vegetation and Soils: a world pietu re. 2ª Ed. Editado por Aldine Publishing Co. Chicago, de los continentes.

1968. Apéndice

l. Mapas de vegetación

455

Raíces de refuerzo en la base de este gran árbol (Bombacopsis fendleri) de la selva de la Isla de Barro Colorado, zona del Canal. (American Museum of Natural Histoiy.)

FIGURA 26.7.

Pluviisilva ecuatorial cerca de Belem, Brasil. Este bosque con altos árboles y de hoja grande y perenne y con numerosas lianas, crece sobre las altas tierras de la llanura del Amazonas (terrafirme). (Otto Penner, Instituto Agronómico do Norte.)

FIGURA 26.6.

disponen de luz y tienen una gran profusión de ramas y coronas. Algunas lianas presentan zarcillos o discos que actúan como ventosas a fin de adherirse a los árboles en crecimiento. Otras ascienden enroscándose alrededor del tronco del árbol . Las epífitas son numerosas en la pluviisilva ecuatorial. Estas plantas están dispuestas sobre troncos, ramas y fo. llaje de árboles y lianas, u ti lizando al "anfitrión" única­ mente como medio de soporte físico. Las epífitas son de una gran variedad de especies vegetales e incluyen entre ellos a helechos, orquídeas, musgos y líquenes. Algunas epífitas son estranguladoras. Estas trepadoras leñosas en­ vían sus raíces al suelo y rodean al árbol que a la larga, qu izás, puedan suplantar el tronco del árbol inicial que las acogió. La higuera estranguladora (Ficus) es u n ejem­ plo de tal comportamiento (Lámina M .3) . O tras estrangu­ ladoras comienzan siendo lianas. Una característica botánica particularmente importante de la pluviisilva ecuatorial es el gran número de especies de árboles que coexisten. Se dice que en un kilómetro

456

cuadrado pueden contabilizarse hasta 1 .000 especies di· ferentes. Los individuos de cada especie suelen estar ampliamente dispersos. Por consiguiente, si una especie de árbol en particular ha de ser extraída del bosque , para fines comerciales, se requiere u na considerable labor en Ja búsqueda del árbol y su transporte desde sus aisladas posiciones. Los árboles representativos de la pluviisilva del valle del Amazonas son el no�al del Brasil (Bertholle· tia excelsa) y el árbol del algodón (especie correspon­ diente al Bombax). El suelo del bosque ecuatorial está generalmente tan densamente sombreado que el follaje de las plantas está muy próximo al suelo. Esto conl leva que el bosque tenga un aspecto abierto, pareciendo incluso fácil el atravesarlo. La superficie del terreno está cubierta sola· mente por una delgada capa de hojas. El rápido consumo de Ja materia vegetal muerta, debido a la acción de las bacterias del suelo, concluye en una ausencia de humus en las capas superficiales del perfil del suelo. La pluviisilva ecuatorial es una respuesta a u n régimen climático similar, que es continuamente cálido, l ibre de los hielos, y con una abundante precipitación durante todos los meses del año (o como mucho, solamente un mes o dos de sequía) . La pluviisilva ecuatorial está, de este modo, estrechamente vinculada a Ja extensión del clima ecuatorial l luvioso ( 1 ) y al clima monzónico y de vientos alisios en el litoral (2 ) . Un gran excedente de agua caracteriza el balance hídrico anual, de forma que la cantidad de este elemento es adecuada en cual­ quier época del año. U n importante factor climático es la extremada u niformidad de las temperaturas medias del aire , las cuales oscilan entre 26 y 29º C normalmente, para los observatorios situados a baja .altitud en la zona ecuatorial. El régimen térmico ecuatorial está ilustrado por una gráfica de temperaturas diarias máximas y míni­ mas para dos meses en Ja ciudad de Panamá, latitud 9º N (figura 26.9 ) . Los meses seleccionados -febrero y j ulio­ representan los extremos del ciclo térmico anual, pero, no obstante, sus medias difieren entre sí, en este clima, solamente 0 , 1 6 º C. La oscilación diaria supera Ja oscila· ción anual. Con Ja ausencia de una estación fría o seca, el crecimiento de las plantas es continuo a Jo largo del año. Los individuos de las especies tienen, sin embargo, su propia estación de caída de hojas, posible reflejo de ligeros cambios en el fotoperíodo. Distribución de la vegetación natural

M

pies



150

40

30

20

100



50

10

" Esquema de la estructura de la selva tropical en Trinidad, Indias Occidentales Británicas. Una especie representativa de los árboles más altos es la Mora excelsa. (Según ].S. Beard, 1946, The Natural Vegetation o/Trinidad, publicada en Clarendon Press, Oxford.)

FIGURA 26.8.

Los órdenes de suelos de la pluviisi lva ecuatorial CO· rresponden generalmente a Oxisoles y Ultisoles, sobre superficies elevadas y con buen drenaje. Recordemos de los capítu los 22 y 23 que los suelos de estos órdenes tienen un nivel de bases bajo. Los escasos suministros de bases como nutrientes son retenidos en una estrecha capa, donde son efectivamente reciclados por los vegeta· les de la pluviisilva. Las variaciones en la estructura del bosque ecuatorial se encuentran en hábitats especializados y donde el Hombre ha alterado la vegetación. Allá donde el bosque ha sido clareado mediante la roza y la quema (para esta· blecer pequeñas parcelas agrícolas), la nueva vegetación que se volverá a establecer será densa y baja, y podrá ser definida como jungla. La j ungla puede consistir en lia· nas, matas de bambú, palmeras espinosas, arbustos de gruesas ramas. Toda esta maraña de vegetación puede formar una barrera impenetrable difícil de atravesar, y que contrasta con el suelo abierto de la pluviisilva en su estado clímax. La vegetación costera en áreas de selva ecuatorial está altamente especializada. En las costas que reciben los sedimentos en suspensión (barro) de las desembocadu­ ras de los ríos, y donde la profundidad del agua es escasa, se forman los manglares, compuestos de árboles con

Día ·e

raíces adventicias (Lámina M .3 ) a modo de zancos. Las raíces puntales de los manglares retienen sedimentos procedentes del flujo y reflujo de las mareas, de forma que la costa va ganando, poco a poco, terreno al mar. Los manglares están compuestos, por lo común, de diferentes franjas de vegetación que comprenden desde el manglar rojo (Rhizophora) en su parte exterior, pasando por el negro (Aviccenia) y finalizando con el blanco (Lagunw· !aria) en su parte más interior. Otra planta común en las marismas salinas costeras de las zonas húmedas de bajas latitudes es el pino anillado (Pandanus). También típi· cos de depósitos costeros son los cinturones de palmeras, tales como el cocotero (Cocos nucifera); véase Lámi­ na M.3. La distribución en el m undo de la selva ecuatorial se ref)eja en el mapa de vegetación de la Lámina M.2 por aquellas áreas localizadas en l ugares próximos al Ecua· dor (Fe) . Las principales regiones son las llanuras del Amazonas, en Sudamérica; las llanuras del Congo, en África, y u na zona costera que se extiende hacia el Oeste, desde Nigeria a Guinea; la región oriental de la India, desde Sumatra -al Oeste- hasta las islas del Pacífico occidental -al Este-. A medida que aumentamos la latí· tud, las regiones de bosque ecuatorial van gradando a bosque o pluviisilva tropica l .

5

45

40



35

Temperaturas de febrero y julio para la ciudad de Panamá, lat. 9º N. Cada "diente" de estas gráficas representa las lecturas diarias máximas y mínimas, registradas para cada día del mes. (Datos procedentes de Mark Jefferson.)

FIGURA 26.9.

Btoma forestal

30

5 2 20 15

ºF r

nlll'I\lri UI \Vl

llO IOO

t--- 90 l 80

- 70

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60

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L

50

457

La pluviisilva tropical (Fe) es bastante similar en cuan­ to a estructura a la variedad ecuatorial antes citada, sólo que se extiende a lo largo de las zonas tropicales (latitud 1 0º a 25º N y S) y a lo largo de las costas afectadas por los vientos alisios. El clima de vientos alisios en el l i toral en los que prospera la selva tropical tiene u n a corta estación seca, pero no lo suficientemente intensa como para ago­ tar todo el agua que hay en el suelo. Hay también u n manifiesto ciclo térmico anual resu ltado d e las variacio­ nes en la altura de la trayectoria solar a lo largo de la esfera celeste, en latitudes tropicales. Las temperaturas más frescas, coincidiendo aproximadamente con el perío­ do de precipitación algo menor, impone una cierta altera­ ción en el ritmo anual de las plantas. Como resultado, hay menos especies y menos lianas. Sin embargo, las epífitas continúan siendo abundantes debido a la conti­ nuada exposición al aire húmedo y a la nubosidad de las masas de aire marítimo tropicales que afectan a las coli­ nas y vertientes montañosas costeras. Los suelos del bos­ que tropical son en general oxisoles y u l tisoles . En su distribución planetaria, la pluviisilva tropical está representada, en el mapamundi de vegetación, por aque­ l l as áreas de pluviisilva (Fe) que se hall an entre las latitudes 1 0º y 25º. Las tierras caribeñas representan una importante región con este tipo de bosque, aunque prin­ cipalmente está delimitada a los emplazamientos directa­ mente afectados por los alisios, eso es, las zonas de barlo­ vento. Los "everglades" en la parte más meridional de la península de Florida contienen pequeñas y aisladas co­ munidades de pluviisilva tropical, denominadas "Ham­ moks", y en los que se puede encontrar caoba e higueras estranguladoras, además de abundantes epífitas. En l a costa d e esta misma área hallamus los bosques pantano­ sos de los manglares. En el sur y sudeste de Asia, la pluviisilva tropical se extiende a lo largo de las zonas costeras y las tierras montañosas, donde se reciben las grandes precipitacio­ nes monzónicas y en las que también es corriente u na estación seca muy corra. Los Gates occidentales de la India y la franja costera de Burma poseen un bosque tropical mantenido por las lluvias orográficas del monzón del sudoeste. En la zona en la que se combinan los efectos de los al isios del nordeste y el monzón asiático de verano, hallamos la pluviisilva de las costas de Viet­ nam y de las islas Filipinas. En el hemisferio Sur los cinturones de pluviisilva tropical se extienden a lo largo de la zona occidental de l a costa de Brasil, la costa de Madagascar y la costa nororiental de Australia. Dentro de las regiones de selva ecuatorial y tropical se pueden encontrar montañas aisladas de clima más fresco, y en el que la precipitación se incrementa bajo el efecto orográfico . En estas regiones la pluviisilva asciende sobre las vertientes de las montañas y en alturas comprendidas entre 1 .000 y 2.000 m va transformando su estructura hasta convertirse en bosque tropical de montaña (Fmt). Muchas áreas con este tipo de bosque están indicadas en el mapa de vegetación, por ejemplo, en América Central y a lo largo de las estribaciones de la cordil lera de los Andes en Sudamérica. El bosque tropical de montaña presenta unos árboles con u na altura menor, con u n a cobertura también menor, si lo comparamos c o n l o s d e l a selva tropical y ecuatorial d e l a s llanuras contiguas; con el incremento en la altitud los árboles se vuelven más bajos; los helechos arborescentes y los bambúes son cada vez más numerosos; las epífitas son particularmente abundantes (figura 26 . 1 0 ) . Sobre las ramas de los árboles

458

FIGURA 26.10. Rama de árbol cubierta por helechos epífitos, en la pluviisilva de las tierras elevadas de Kenia (África). (American Museum of Natural History.)

se pueden observar grandes acumu laciones de musgos, volviéndose cada vez más relevantes a medida que vamos ascendiendo. En estos bosques de musgos (o bosques con bru mas) las nubes, nieblas y brumas permanecen durante gran parte del tiempo, y son fenómenos que pueden adquirir visos de persistencia debido a la humedad relati­ va tan elevada que contienen. Cerca de su límite supe­ rior, los árboles del bosque están sensiblemente empe­ queñecidos y están densamente engalanados con musgo. Son los bosques enanos. Sobre el límite forestal, que se halla a 3.600 m en la zona ecuatorial, los bosques dan paso a u na vegetación desarbolada que puede ser de tundra alpina, monte bajo, praderas o brezales, depen­ diendo de la altitud y de la disponibilidad de agua.

Fauna de la pluviisilva Una gran diferencia entre la pluviisilva de las bajas latitu­ des y los bosques de latitudes más elevadas es l a gran diversidad de especies que la primera posee. Los bosques tropicales y ecuatoriales tienen alrededor de 3.000 espe­ cies de árboles diferentes en un área de tan sólo 1 km2; los bosques de las latitudes medias se considerarían muy ricos en su diversidad con tan sólo una décima parte de ese nú mero. La fau na es también muy rica en las selvas. Un área de 1 6 Km2 en la zona del Canal, por ejemplo, contiene cerca de 20.000 especies de insectos, mientras que en Francia sólo hay u nos cientos. Este gran número de especies se debe a que el medio selvático es uniforme y está exento de cualquier posible alteración física. La vida animal de la pl uviisi lva es más abundante en las capas superiores de la vegetación. Por encima de la co­ bertura foliar, los pájaros y murciélagos constituyen i m ­ portantes carnívoros alimentándose a base d e insectos que se hallan en las partes altas. Por debajo de este nivel viven u na amplia variedad de especies de pájaros, mamí­ feros, reptiles e invertebrados; gracias a las hojas, frutas y néctar abundantes y disponibles en las parres principales de la cobertura. Viviendo entre el baldaquín fol i ar y el suelo están los mamíferos trepadores cuya alimentación se encuentra e n ambas capas. En la superficie hallamos los grandes mamíferos terrestres, entre los cuales encon­ tramos herbívoros, que se alimentan de las hojas de las ramas bajas de los árboles y de fru tos caídos, y los carní­ voros, que se alimentan de los grandes vertebrados e invertebrados que se hallan en la superficie_

Distribución de la vegetación natural

Productos vegetales y recursos alimentarios de la pluviisilva En la pluviisilva existen un gran nú mero de productos forestales que poseen un valor económico. Las maderas selváticas como la caoba, el ébano o la madera de balsa constituyen importantes productos de exportación. La quinina, la cocaína y otras drogas proceden de la corteza y de las hojas de las plantas tropicales; el cacao se extrae del núcleo de la semilla de la planta de cacao. La goma natural se fabrica a partir de la savia del cauchero. Este ú ltimo árbol procede de Sudamérica, donde fue explota­ do por primera vez . Los caucheros están actualmente ampliamente distribuidos por toda la selva de África, y las principales producciones se obtienen a partir de planta­ ciones en Indonesia, Malaya, Tailandia, Vietnam y Sri Lanka (Ceilán). U n importante tipo de plantas alimentarias nativas en los medios húmedos de bajas latitudes son las féculas corrientes; algunas provienen de las raíces; otros son frutos. La mandioca, también conocida como cassava, es una de estas féculas. Esta planta posee una raíz tuberosa -algo parecido a la patata- que alcanza longitudes supe­ riores a 0,3 m y su peso puede ser de bastantes kilogra­ mos . Cuando está debidamente preparada, cuando se ha eliminado el venenoso cianuro, las raíces de la mandioca producen un alimento feculento con muy pocas pro­ teínas (un 1 % o menos). La mandioca fue uti lizada como alimento en la cuenca del Amazonas, en Brasil, y fue llevado a África en el siglo XVII por los portugueses. E n ' e l siglo actual, s u uso s e ha extendido por .todo aquel continente. La mandioca es también, ahora, importante en Indonesia. Desafortunadamente, este alimento contri­ buye a la malnutrición pues contiene muy pocas protei­ nas. La mandioca se cultiva en pequeñas plantaciones emplazadas en claros de bosque, en Brasil, sin embargo, se están realizando planes a fin de cultivar este producto a gran escala, como una fuente de alm idón para la pro­ ducción de alcohol el cual puede ser utilizado como un substituto parcial de la gasolina. Actualmente en dicho país la principal fuente para la producción de alcohol, como combustible, es la fermentación del azúcar ex­ traído de la caña de azúcar. La batata es otra fécula común de las regiones húmedas ecuatoriales. Al igual que la mandioca, la batata es uti gran tubérculo subterráneo y constituye una gran fuente de alimentación, sobre todo en África Occidental . Este vegetal fue introducido en el Caribe durante la época de la esclavitud donde consiguió convertirse en una impor-

tante fuente alimenticia de esta zona. Esta importancia radica básicamente en su elevado contenido proteínico, mucho mayor que el de la mandioca. El taro es otro típico fruto de los climas húmedos de bajas latitudes. El vegetal del taro posee una hojas am­ plias, que son comestibles; pero su gran valor alimenticio se encuentra la mayor parte en su porción subterránea o bulbo. Los visitantes de las islas Hawai conocen este producto a través de su transformación en "poi", una pasta fermentada. Pocos turistas del continente comen "poi" por segunda vez, pero ha sido desde hace tiempo el alimento favorito de los nativos de estas islas. El bulbo del taro está compuesto por un 30 % de fécula, 3 % de azúcar, y solamente un 1 % de proteína. El taro fue intro­ ducido en África a partir del sudeste de Asia, y finalmente fue adoptado en la región del Caribe. En los Andes ecuatoriales de Perú y Bolivia, en las cuencas elevadas entre montañas del altiplano boliviano a una altura de 3.200 a 4 .300 m, por encima del límite superior del bosque tropical de montaña, se pueden en­ contrar pequeñas explotaciones de maíz, trigo, cebada y patatas, productos que pueden cultivarse a una escala limitada, mientras que los pastos de montaña próximos proveen la alimentación de los animales domésticos (fi ­ gura 26.1 1 ) .

Explotación del ecosistema de la pluviisilva En el pasado, el hombre cultivó la selva de las bajas latitudes mediante el sistema de la roza y quema, cortan­ do toda la vegetación de una pequeña área para después quemarla (figura 26. 1 2 ) . La mayor parte de los nutrientes en el ecosistema de la selva están inmovi lizados, más que en el propio suelo, en la biomasa . Al quemar la vegeta­ ción cortada en el mismo lugar, se liberan esos nutrientes y se devuelven al suelo. El suministro de nutrientes deri­ vados de la biomasa original es, sin embargo, pequeña, y la recolección de los cultivos esquilma rápidamente los nutrientes. Después de unas pocas sesiones de cultivo el suelo pierde gran parte de su productividad, entonces, se clarea otra pequeña área en otro lugar, y el viejo campo es abandonado. Las plantas de la pluviisilva invadirán de nuevo el área abandonada debido a que la frutación de especies y el transporte de semillas por parte de los animales son dos fenómenos que actuarán conjuntamen­ te, siendo posible entonces la recuperación de la selva a su estado original . E n este sentido se podría decir que la primitiva agricultura de roza y quema es completamente

Altitud en pies

Áreas de cultivo en las altas cuencas entre montañas Cordillera - - V1lcapampa------

4000

15 000 Valle infer. del Urubamba

3000

10 000 5000

O

(S.W.)

o

Zonación altitudinal de la vegetación en los Andes ecuatoriales del sur del Perú, latitud 10 a 15 ·s. (Según Isaiah Bowman, Tbe Andes of Peru, 1916.) FIGURA 26.11.

Bioma forestal

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F I G U RA 26. 1 2 . Agricultura de roza y quema e n la selva del Amazonas. La parcela circular de la izquierda circundada por un crecimiemo secundario de la vegetación, está presta a ser abandonada. La quema de los árboles derribados en la nueva parcela, derecha, liberará unos exiguos aportes de nutrientes. ( Loren M c l ntyre/Woodfin Camp )

compatible con el mantenimiento del ecosistema de la pl uviisilva. Por otro lado, la moderna agric u ltura intensiva emplea extensas áreas de tierra, forma que no es compatible con el ecosistema de la selva. Cuando tales tierras se abando­ nan, las fuentes de insem inación están demasiado distan­ tes para que las especies forestales puedan realizar su reinstalación. En su l ugar, otras especies secundarias do­ minan y, a menudo, acompañadas por especies proceden­ tes de otros tipos de vegetación. E l dominio de estas especies secundarias es per:nanente, al menos, a escala temporal humana. De este modo, el ecosistema de la pluviisi lva es , en este sentido, un recurso no renovable genéticamente de m uchas, muchas, especies animales y vegetales. Una vez desplazada por el cultivo a gran esca· la, aquel las especies no podrán n u nca volver a reocupar el área. Los ecólogos advierten que la desaparición de las m i l es de especies de organismos del medio forestal ecua­ toria l , significaría la pérdida de millones de años de evol ución, además de la destrucción del ecosistema más complejo que existe sobre el planeta .

Panorama futuro del medio selvático Podemos plantearnos ahora una cuestión que s urge a ' partir de la destrucción de la pluviisi lva, ¿puede ser el medio selvático explotado como una nueva fuente de alimentación para la H u manidad' Algunos agrónomos, especial istas en la materia, son muy optim istas en este sentido; pero otros, especializados en ecología, son pesi ­ mi stas, o como mucho, s e mantienen dubitativos. L o que podemos hacer aquí es indicar una restricción a tal ex­ pansión cuando se refiera al aumento de especies o pro­ ductos corrientes que están cultivados en otros medios; productos como el arroz, la soja, el maíz o la caña de azú­ car.

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En primer lugar, el bajo contenido en nutrientes en los oxisoles y u ltisoles requerirían un importante aporte en fertilizantes. Éstos no son retenidos por el suelo en canti­ dades substanciosas pues son rápidamente eliminados de las tierras por el agua de escorrentía debido al gran excedente hídrico. Segundo, no hay una estación seca en la que l os cul tivos puedan alcanzar su madurez y ser recogidos posteriormente bajo condiciones secas, como es el caso de los climas tropicales seco y húmedo, y los su btipos subhúmedo y subárido de los cli mas continenta­ les de latitudes medias. En tercer lugar, los oxisoles son susceptibles, en algunas áreas, de litificarse -literalmen­ te "volverse rocosos"- sobre todo cuando están despro­ vistos de una cobertura vegetal y están expuestos a la atmósfera. Esto está pasando, de hecho, en las granjas de pruebas agrícolas de la pluvi isilva del Bras i l . Es fácil decir que la tecnología agrícola puede superar estas y otras dific u ltades. Aun si esta conclusión es válida, no se puede cuestionar el hecho de que el coste del aporte energético que se habría de realizar sería muy elevado en todas las partes del sistema agrícola. Se nece· sitan grandes capitales para levantar unos sistemas admi· n istrativos y de mercado eficientes. En vistas a la pen­ diente destrucción del ecosistema de la selva como consecuencia de la expansión agrícola, podríamos redu· cir la justificación de esta explotación si los beneficios pesaran más que las pérdidas. Sobre u na base mu ndial , la destrucción de la pluviisil­ va a principios de la década de los ochenta fue estimado, según datos obtenidos por percerción remota, que ocu­ rría a un ritmo de 60.000 km2 al año. Otras estimaciones consideraban las pérdidas en la superficie de la pluviis i l ­ v a d e 1 0 0 . 000 k m 2 a l año . Si la destrucción continúa al ritmo actua l , los pocos restos de selva se hallarán en áreas remotas de la Amazonia y del África Ecuatorial. Y aun así, estos restos se espera que desaparezcan hacia el año 2020 o 2030 La selva de la cuenca del Amazonas está siendo rápida­ mente destruida a fin de que la agricultura pueda ser practicada. En el tema del aumento que planteaban los ecólogos, el Gobierno del Brasil en 1 983 reservó un área de 600 km2 en el norte de este país, lejos de toda posible actuación. En ésta, bajo un programa de investigación conjunta entre Brasi l y Estados Unidos, b iólogos de dife­ rentes naciones controlan las pérdidas de especies ani­ males y vegetales en u n n úmero de reservas naturales con diferentes tamaños.

Bosque monzónico El bosque monzónico presenta u na configuración más abierta que en los bosques ecuatoriales y tropicales, por consiguiente habrá menos competición entre árboles por la luz, pero, sin embargo, existe un gran desarrollo de vegetación en sus estratos inferiores. Las máximas alturas de los árboles oscilan entre 12 y 35 m, menores que los de la selva ecuatorial. En este tipo de bosque se encuen­ tran un gran número de especies, pudiéndose contabili· zar hasta 30 o 40 en u na pequeña parcela. Los troncos de los árboles son macizos y s u corteza es a menudo gruesa y basta; las ramas comienzan a niveles relativamente bajos y sus copas suelen ser grandes y redondeadas. Q u i zás el hecho más significativo del bosque monzóni· co es la presencia de árboles caducifolios entre la mayo­ ría de los que habiran esta formación. La pérdida de las hojas es el resu l tado de la alteración producida por la Distribución de la vegetación natural

Este bosque de podocarpos ilustra una variedad de bosque perenne de clima marítimo de costa Oeste. Este bosque está situado en Hari-Har i , en la costa occidental de la isla sur de Nueva Zelanda. ( Pierre Dansereau. ) FIGURA 26.14.

Bosque p erennifolio d e hoja ancha FIGURA 26.13. Bosque monzónico en la provincia de Chieng Mai, al norte de Tailandia. La escala está indicada por esta línea de porteadores atravesando el claro. (Roben L. Pendieron, American Geographical Society.)

larga estación seca que sucede en el período del año que el sol está bajo en el cielo y las temperaturas son algo más frescas. De este modo, durante la estación seca, el bosque adquiere u n aspecto semejante al de los bosques caducifolios de las latitudes medias durante el invierno (figura 26. 1 3 ) . Un ejemplo representativo del árbol del bosque monzónico es el l lamado teca (Tectona grandis). Las lianas y las epífitas son localmente abundantes en la pluviisilva monzónica, pero hay menos cantidad y son más pequeñas que las del bosque ecuatorial. E l monte bajo es generalmente una densa espesura de arbustos y matorrales. Donde se forma u na vegetación secundaria se constituye la j u ngla. Las matas de bambú son u na im­ portante parte de la vegetación clímax del bosque de teca. El bosque monzónico es una respuesta al clima tropi­ cal seco y húmedo en el que la estación lluviosa, con u n elevado excedente d e agua, alterna con u n a estación séca y más fría, con déficit de agua en el suelo. Estas condicio­ nes están más fuertemente desarrolladas en el clima monzónico asiático, pero no están limitadas a esta área. Las regiones típicas de bosque monzónico se hall an si­ tuadas en la India, Burma, Tailandia y Camboya. E l bos­ que caducifolio tropical también se puede encontrar en África, América Central y Meridional, y el norte de Austra­ lia. Este tipo de bosques está estrechamente vinculado con los ultisoles y oxisoles del sudeste de Asia y Sudamérica. Estos son suelos con bajo nivel de bases y que pueden haberse desarrollado en períodos de clima más hú medo durante el Pleistoceno. De acuerdo con nuestro mapa­ mundi de suelos de la Lámina L . 2 , m uchas áreas de bosque monzónico coinciden con áreas de ustalfs , el suborden de régimen ústico de los alfisoles asociado con un clima que posee u na estación seca. La condición básica de los alfisoles es elevada, en contraste con los u ltisoles y oxisoles.

Btoma forestal

El bosque p erennifolio de hoja ancha (Fbe) también conocido como bosque de climas temp lados o laurisilva se diferencia de los bosques ecuatoriales y tropicales en que presenta u na relativa menor variedad de especies; de este modo se pueden encontrar grandes poblaciones de especies individuales de árboles. Los árboles no son tan altos como los que se hallan en la pluviisilva de bajas latitudes; sus hojas tienden a ser pequeñas y más coriá­ ceas, y la cobertura foliar es menos densa. Junto a los árboles comúnmente encontrados en los bosques peren­ nifolios de hoja ancha del sur del Japón y el sudeste de los Estados Unidos, tenemos las encinas (tales como el Quercus Virginiana) y miembros de la familia de los laureles y las magnolias (como la Magnolia grandiflora) . Una flora forestal completamente diferente es la que se encuentra en Nueva Zelanda, que está compuesta por altos helechos arborescentes, grandes coníferas como el Kauri (Agathis australis), podocarpáceas (Podocarpus) y hayas meridionales de hoja pequeña (Nothofagus) (figura 2 6 . 1 4) . Otro tipo de bosque perennifolio de hoja ancha encontrado en los archipiélagos de las Azores y Canarias, es el bosque laurifolio canario, que antiguamente duran­ te la época del Mioceno, cubría el continente europeo. El bosque de climas templados suele tener un estrato arbustivo bien desarrollado, de manera que en diferentes lugares se pueden encontrar helechos arborescentes, pe­ queñas palmeras, bambúes, arbustos y plantas herbáceas . Las lianas y epífitas también abundan _ Un ejemplo de acumulación importante de epífitas es el "musgo" espa­ ñol (Tillandsia usneoides) que recubre el roble �vangéli­ co y el ciprés pelado de la costa del Golfo, al sudeste de los Estados Unidos (Lámina M . 4). El bosque de clima templado constituye una respuesta a un clima húmedo con una enorme influencia de las masas de aire marítimas. La oscilación anual de la tempe­ ratura es pequeña o moderada, y la precipitación es abun­ dante, y se halla bien distribuida durante todo el año. El bosque perennifolio de hoja ancha del norte de América y este de Asia coincide con el clima hú medo subtropical (6); en Nueva Zelanda y Tasmania corresponde al clima marítimo de costa Oeste. E l bosque perennifolio de hoja ancha del sudeste de los E E . U U. y sur de China está estrechamente vinculado con los suelos udults, el suborden údico de los u ltisoles. Su baja condición básica es u na característica de este tipo

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de suelos. Las bases nutritivas están concentradas en lugares próximos a la superficie donde son reciclados por los vegetales forestales. El bosque perennifolio de la costa sudeste de Australia coincide con un área de udalfs, el suborden de régimen údico de los alfisoles.

Bosque caducifolio de latitudes medias El bosque caducifolio de latitudes medias (Fd) a veces conocido como bosque estivifolio es com ú n y fami l iar a los habitantes del este de Norteamérica y del oeste de

VEG ETAC I Ó N F O R ESTAL O R I E NTAL

FT S JP

Bosque subártico - Transición a la tundra (Canadá) Abetos y píceas (Bosque septentrional de ccvníferas) Pinos d e jack, rojo y blanco (Bosque d e pinos septentrional) BM Abedules-hayas-arces-cicuta (Caducifol ias septentrionales) Bosque de robles (bosque caducifolio meridional): OC Castaño-roble castaño-álamo amar i l l o OH Robles- nogales OP Robles-pinos CP Ciprés-Tupelo-Gomero rojo (bosque de ribera) LLP Pinos de largas hojas-"loblolly" -resineros ( Bosque meridional de pino) M Manglar (Bosque subtropical)

VEGETACIÓN F O R ESTAL OCCID ENTAL

s

Píceas y abetos (Bosque septentrional de coníferas) Cedro y cicuta (Bosque de coníferas noroccidental) WP Alerce accidental-pino blanco occidental Abeto de Douglas del Pacífico DF R Secuoias

E uropa como tipo forestal natural. Está dominado por árboles altos de hoja ancha que proveen el suelo de u na cobertura fol iar densa y continua en la época estival, pero que a la l l egada del i nvierno se despoja completamente de su recubrimiento foliar ( Lámina M.4). Las capas infe­ riores donde se encuentran árboles pequeños y arbustos están muy poco desarrol l adas, m ientras que por el contra­ rio el estrato de hierbas aparece lujurioso y exuberante en la pri mavera debido a su rápido desarrollo, pero que desaparece también rápidamente con el revestimiento de hojas de los estratos arbóreos que sombrean de nuevo el suelo.

Pino amarillo-Abeto de Douglas (Bosque de pinos occidental) SP Pino amar i l lo-pino d e l azúcar P Pino amarillo-Abeto de Douglas Pino " Lodgepole" LP Piñonero-enebro ( M onte arbolado de coníferas del J sudoeste) Chaparral (Monte con arbolado de hojas anchas del C Sudoeste) D E S I E RTO CON VEGETACIÓN ARBUSTIVA

SB CB G

Artemisa ( D esierto arbustivo septentrional) Monte de creosote ( Desierto arbustivo meridional) Greasewood (Desierto salino arbustivo)

VEGETACIÓN H E RBÁCEA

TG Hierbas altas ( Pradera herbácea) SG Hierbas bajas (Llanuras herbáceas ) DG Mesquite ( Desierto con hierbas) DS Mesquite y hierba de sabana desértica (Sabana desértica) BG H ierba arrecimada ( Pradera del Pacífico) MG Hierbas de marismas ( Pradera de marismas ) Prados alpinos (No representados)

FIGURA 26.1 5. Vegetación de los 48 estados contiguos de Estados U nidos y sur de Canadá. ( Modificado y simplificado de los mapas de H . L. Shantz y Raphael Zon, en A tlas of A m erican Agriculture, 1 929, y el Canada Department of Forestry, Boletín 123, 1963.)

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Distribución de la vegetación natural

El bosque caducifolio está casi completamente l im i ta­ do a las masas continentales situadas en las latitudes medias del hemisferio boreal . La figura 26. 1 5, un mapa de vegetación de los Estados Unidos y Canadá, muestra diversas subdivisiones forestales reseñando además su composición florística. Los árboles más corrientes de los bosques caducifolios del este de Norteamérica, E uropa Central y Oriental y Asia Oriental (todos ellos en los climas húmedos continentales) son los robles ( Q uer­ cus), el haya (Fagus), abedul (Betula), nogal americano (Carya), nogal Uuglans), arce (Acer), tilo (Tilia), olmo (Ulmus), fresno (Fraxinus), t u lipero (Liriodendron), castaño (Castanea), y carpe (Carpinus). E n el oeste de E u ropa, bajo un clima marítimo de costa Oeste, son en su mayoría robles y fresnos, j unto con hayas (Fagus sylvati­ ca) las especies más comunes en las áreas frías y h ú ­ medas. En hábitats pobremente drenados, el bosque caducifo­ lio está compuesto de árboles tales como el alisio, el sauce, el fresno, el olmo y arbustos higrófi los. E n áreas donde el bosque caducifolio ha sido clareado y desmon­ tado, los pinos se desarroll an rápidamente como un tipo de vegetación secundaria. Debido a que las regiones de bosque caducifolio de latitudes medias han sido desde hace siglos las áreas más densamente pobladas, se conservan pocos restos de bos­ que primi t ivo . Es más, la mayoría de los bosques existen­ tes actualmente han sido modificados por prácticas de labores forestales. Existen grandes áreas completa y per­ manentemente deforestadas por el desarrollo de los cul­ tivos, el crecimiento urbano y la i mplantación de redes viarias_ Los bosques caducifolios de latitudes medias represen­ tan u na respuesta a un clima continental en el que existe una adecuada precipitación a lo largo del período anual. Este tipo de climas se caracteriza además por un fuerte y contrastado ciclo térmico anual, con u nos inviernos fríos y u nos cálidos veranos. La precipitación es notablemente elevada durante los meses de verano (especialmente en Asia Oriental) que coincide con el momento del año en el que la evapotranspiración y la demanda de agua del suelo son elevadas. Tan sólo i ncurre un pequeño déficit estival de agua, mientras que, por el contrario, se advierte un excedente bastante alto en el período primaveral . E l invierno, p o r su lado, e s excepcionalmente seco en el este de Asia, pero este factor es en parte compensado con el frío que se padece. Los suelos más identificados con este tipo de bosques son los udalfas y boralfs, subórdenes de los alfisoles. Algunas áreas forestales del subtipo climático subhúme­ do están sustentados por udolls, el suborden de régimen údico de los mollisoles. Todos estos subórdenes son suelos con una elevada condición básica. Todos estos suelos y este tipo de bosques tienen un sustrato favorable de origen glaciar con formaciones que incluyen llanuras de tills, planos lacustres y coberturas de loess.

sombra, de forma que en los estratos inferiores la vegeta­ ción es dispersa, o ausente, a excepción de u na gruesa alfombra de m usgos que cubre muchos lugares (Lám ina M . 4 ) . Las especies que en él habitan son poco variadas, pudiendo haber en toda la extensión del bosque una o dos especies diferentes. En el mapa mundial de vegeta­ ción (Lámina M . 2) se incluyen cinco u nidades dentro de este tipo de bosques. Esta subdivisión está relacionada con su composición florística. El bosque boreal (Fbo, Fbl) predomi na en dos grandes franjas continentales, u na en Norteamérica, y otra en E u rasia, que se extienden de Este a Oeste y a lo largo de las latitudes 4 5 y 75º por todas las masas continentales. E l bosque boreal (Fbo) d e Norteamérica, E u ropa y oeste de Siberia, está compuesto de coníferas perennifolias tales como el abeto rojo ( Picea) , abeto ( Abies) y pino ( Pinus) , mientras que en Siberia Oriental y Norcentral este tipo de bosques está dominado por el alerce ( L arix) . El alerce pierde sus hojas en invierno de forma que se convierte en u n tipo de bosque caducifolio (figura 2 6 . 1 6) . Asociado con los árboles acicul i folios encontramos el fresno de montaña. Por otro lado, el álamo y el chopo del bálsamo (Populus), el sauce y el abedul, tienden a tomar posesión rápidamente de áreas de bosque acicul i folio que han sido quemadas, o también pueden emplazarse en los márgenes de los ríos y en l ugares abiertos. El bosque perenne aciculifolio (Fbo) se extiende en latitudes más bajas donde existen cadenas montañosas y altiplano. De este modo, este tipo de bosques en el oeste de Norteamérica se despliega hacia el sur, en los E E . UU., sobre las cordilleras de Sierra Nevada, las Montañas Roco­ sas y sobre las partes de los altiplanos más elevadas de los estados suroccidentales. En E u ropa, los bosques peren­ nes acicul i folios florecen sobre todas las cadenas monta­ ñosas. El bosque perenne aciculifolio costero (Fe) de las cos­ tas del sudeste de Alaska, Columbia británica, Washing­ ton, Oregón y California son de u n particular interés. Bajo un régimen de intensas l l uvias orográficas y una elevada humedad, aquellas áreas tienen la mayor densi­ dad de árboles dentro de todos los bosques de coníferas

Bosque aciculifolio El bosque aciculifolio (Fe, Fl, Fsp, Fbo, Fbl) está formado por árboles de forma cónica, con un tronco erecto, con unas ramas relativamente cortas y unas hojas pequeñas, estrechas y aciculadas. Este tipo de árboles reciben el nombre de coníferas. En donde es perenne, el bosque aciculifolio provee al suelo de u na espesa y continua

Bioma forestal

Arbolado de alerces ( larix dahurica) , en Ja región del río Tompo, aproximadamente en Ja latitud 64 º N , Yakutsk, URSS. E s t a fotografía muestra el alerce cerca del límite septentrional de su crecimiento. ( Komarov Botanical I nstitute, Leningrad . )

FIGURA 26.1 6.

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Bosque anriguo de abeto de Douglas y cicuta FIGURA 26.17. occidental en el Bosque Nacional Olympic, en Washington. La eli minación de todos los árboles de parcelas aisladas, práctica conocida como "corte en bloque" , com p l eta o finaliza el ciclo inicial de recolección de madera. (J Prater. U . S . National Forest Service . )

existentes (figura 26. 1 7) . Las secuoias rojas (Sequoia sempervirens) , Ja secuoia gigante ( Sequoiadendron gi· ganteum) y el abeto de Douglas ( Pseudotsuga menzie· sii) son particularmente notables (figura 26 . 1 8) . Los indi­ viduos de las secuoias rojas y Ja gigante pueden alcanzar alturas superiores a los 100 m, y su circunferencia más de 20 m; véase Lám i na M . 4 . E l bosque d e los Grandes Lagos ( F I ) e s otro tipo de bosque perenne y aciculifolio de Ja región de los Gran­ des Lagos de Norteamérica. Está dominado principalmen­ te por el pino blanco ( Pinus strobus) , el pino rojo (P. resinosa) , Ja cicuta del este ( Tsuga canadensis) . Una pequeña parte de este bosque es comercialmente valioso. Otro tipo de bosques aciculifolios singular en Nortea­ mérica es el bosque de pinos meridional (Fsp) compues­ to por un número diverso de especies de pinos. Se halla situado sobre Jos suelos arenosos de las llanuras costeras del sur, donde parece que sea un tipo de vegetación especializada, dependiente de unos suelos con un rápido drenaje de agua y en Jugares donde sean .frecuentes Jos incendios para así poder preservarse (figura 2 6 . 1 9) . En las cadenas montañosas más .septentrionales el bosque aciculifolio va transformándose en monte de ámbitos fríos. Esta forma de vegetación está limitada al clima subártico muy frío. Los árboles suelen ser enanos y su disposición suele ser espaciada; puede existir un estrato arbustivo bien desarrollado y es característica una cober· ti.Jra del suelo por líquenes y musgo (véase Lámina L .4 ) . E l arbolado de ámbitos fríos es conocido normalmente como taiga que constituye una forma de transición entre la tundra y el brozal ártico en Ja franja septentrional. Debido a que gran parte de Ja región de bosque peren­ ne aciculifolio de Norteamérica y_Europa estuvo somet i ­ d a a Ja glaciación en el Wisconsiniense de Ja época del Pleistoceno, abundan en ella los lagos y las depresiones con un mal drenaje. Estas zonas presentan una vegeta­ ción higrófila, explicada en el capítulo 1 4 , y es J a que forma la sucesión en los pantanos y llevando finalmente a unas grandes acumulaciones de turba, conocidas en Ca­ nadá como muskag.

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FIGURA 26.1 8.

Este bosque formado por abetos de D ouglas

y la pícea de E nglemann se encuentra sobre la vertiente

occidental de Ja cordillera de Cascade, en Washington. ( U . S . Forest Service.)

El bosque boreal (Fbo) está estrechamente vinculado con el clima de bosques boreales ( 1 1 ) a Jo largo de Norteamérica y Eurasia. Los límites septentrional y mer i ­ dional d e este tipo d e formación coinciden c o n J o s lími­ tes climáticos definidos en términos de requerimientos hídricos anuales. Gran parte de la región forestal boreal está situada sobre suelos de tipo spodosol , suelos ácidos, con una baja condición básica. E n áreas del interior del Canadá Occidental, Rusia y Siberia, Jos suelos son del tipo boralfs , el suborden del régimen frío de los alfisoles. Son también importantes las grandes extensiones de histoso­ les y criacuepts. Este ú l timo corresponde al gran grupo de suelos de Jos climas fríos de los acuepts, que es, a su vez, un suborden de Jos inceptisoles caracterizado por un menguado drenaje y por Jo tanto un suelo saturado. El bosque de los Grandes Lagos (Fl) y el bosque costero Distribución de la vegetación natural

pinea) y el olivo común ( Olea europaea) . Lo que en

FIGURA 26. 1 9. Esca plancación de resinosas crece sobre suelos arenosos de las planicies cosceras de Georgia. En l a base de cada árbol se dispone u n recipiente para a s í poder recoger, una vez praccicada una incisión en Ja corteza del árbol, la savia que poco a poco irá rezumando. La crementina es una descilación de la savia ( G rant Heilman . )

(Fcl ) , están vinculados con los spodosoles. E l bosque meridional de pinos (Fsp) que se halla en el clima húme· do subtropical (6) coincide con la región de los udults y acuu lts (los acuults, un suborden de los u l tisoles caracte· rizado por un mal drenaje, ocupan gran parte de la franja costera del sudeste de los E E . U U . ) .

Bosque esclerófilo El bosque esclerófilo (Fsm, Fss, Fsa) está compuesto de árboles bajos cuyas hojas son pequeñas, duras y coriá· ceas. Las características de este tipo de árboles son una gruesa corteza, y ramas nudosas y retorcidas, que com ien· zan a baja altura. Este tipo de formación incl uye la debe· sa, un tipo de bosque abierto en el que la cobertura fol iar es tan sólo de un 25 a un 60 % ; también se incluyen entre ellas extensas áreas de monte bajo, o tipo de formación consistente en arbustos que presentan un grado de recu· brimiento de quizás el 50 % . Los árboles y los arbustos son perennes; sus gruesas hojas son retenidas a pesar de las duras sequ ías anuales. Existe una cierta estratificación en el bosque esclerófilo y en la garriga, si bien puede existir también una capa de vegetación herbácea pri ma· vera!. El bosque esclerófi lo está íntimamente asociado con el clima mediterráneo (7) , y su extensión geográfica se reduce a l ugares muy limitados -en principio correspon­ de a las costas Oeste, entre 30 y 40-45' de latitud (véase Lámina M. 2)-. En tierras mediterráneas, el bosque escle· rófilo se forma en u na estrecha franja costera de la perife· ria. En ella, el bosque mixto mediterráneo p erenne (Fsm) está compuesto por árboles tales como el alcorno· que ( Quercus suber) , la encina ( Quercus ilex) , el pino carrasco ( Pinus halep ensis) , el pino piñonero ( Pinus

Bioma forestal

algún momento pudieron ser bosques lujuriosos, con tales árboles, fueron, desde hace siglos, alterados por la mano del Hombre y reducidos a dehesas, o monte arbola· do, o simplemente destruidos. Actualmente existen gran­ des áreas compuestas por un denso matorral bajo, local· mente denominado maquis, que incl uyen diferentes especies, algu nas de ellas muy espinosas. La otra región situada en el hemisferio Norte de bos· que esclerófi lo es ei que se desarrolla en las cordilleras costeras de California. Algunas de éstas son monte arbo· lado formado por fagáceas ( Quercus agrifolia y Quercus !abata) (figura 26 .20) . Parte de la vegetación es el mato· rral esclerófilo (Fss) o "bosque enano", conocido como chaparral (Lámina M . 5 ) . Su composición varía con el grado de exposición y la altura. Pueden estar compuestos por la l i l a salvaje ( Ceanothus) , manzanita ( Arctostaphy­ los) , caoba de montaña ( Cercocarpus) , el "roble veneno­ so" ( Rhus diversiloba) y un tipo de encina. El bosque esclerófi lo está representado en Chile cen­ tral y en la región del Cabo, en Sudáfrica, por una vegeta· ción arbustiva, cuya flora es completamente diferente de la que se halla en el hemisferio Norte. También se en· cuentran i mportantes áreas en el sudeste, sudoeste y parte central sur de Australi a, de bosque esclerófilo, monte alto y monte bajo, compuesto por diferentes espe· cies de eucaliptos y acacias (figura 26.2 1 ) . Este tipo de formación es conocida bajo el nombre de bosque ese/eró· filo australiano (Fsa) en el mapa de vegetación del mundo. E l régimen mediterráneo de bosque esclerófilo es uno de los medios más presionados, debido a la rigurosidad de su estación seca, la cual coincide con unas elevadas temperaturas del aire; de esta forma, durante la época estival se desarrolla un i mportante déficit hídrico. Por otro lado, y en contraste, los húmedos y suaves inviernos son enormemente favorables al rápido crecim iento ve­ getal. Los suelos de los bosques esclerófi los, dehesa y monte bajo están muy relacionados con Jos xeralfs , el suborden de régimen xérico de los alfisoles. Este tipo de suelos

FIGURA 26.20. Arbolado de encinas intensamente al terado y pradera abierta en Moncerey County, California. ( U . S . Foresc Service . )

465

FIGURA 26.21. Arboleda de eucalipros en Darling Range, Australia Occidental, en 1 930 aproximadamente. Desde que esta foto fue tomada, esta arboleda ha sido intensamente esquilmada (Agent General for Western Australia.)

contiene un elevado nivel de bases. También son local­ mente importantes los xerolls y xerults, subórdenes de los mollisoles y u ltisoles, respectivamente. Bioma de sabana

Formaciones de la sabana La sabana arbolada (Sw) está compuesta por árboles esparcidos, bastante separados entre sí, de forma que permitan el crecim iento de una densa capa inferior que acostumbra a estar formada por hierbas. La sabana arbola­ da tiene un aspecto abierto parecido al de un parque. Aunque las formaciones que responden a esta descrip­ ción podrían localizarse en una gran variedad de latitu ­ des, muchos geógrafos asocian la sabana arbolada con el clima tropical seco y hú medo (3) de África y Sudamérica. En estas áreas, el régimen hídrico del suelo .muestra una disminución estacional en las reservas de agua hasta l le­ gar a cantidades demasiado reducidas como para poder mantener una cobertura forestal tupida. La sabana arbola­ da suele formar u na franja adyacente a la pluviisilva ecua­ torial en donde la reserva de agua del suelo es elevada a lo largo del año. En la sabana arbolada tropical de África, los árboles son de una altura media, sus copas son aparasoladas o u m bre1 iformes y los troncos tienen u na gruesa y basta corteza Lámina M. 5 ) . Algunas especies de árboles tienen formas y estructuras xerofíticas con pequeñas hojas y espinas; otras especies poseen unas hojas anchas y caducas, las cuales caerán cuando llegue la estación seca. Respecto a esto último, la sabana arbolada es análoga al bosque monzóni­ co, hacia el que grada en ciertos lugares. El fuego es un suceso frecuente en la sabana arbolada durante la estación seca. Los árboles son, sin embargo, de especies particularmente resistentes al fuego. Muchos geógrafos son de la opinión de que la quema periódica de las hierbas de la sabana es responsable de la perma­ nencia de la pradera frente a la invasión del bosque. E l

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Arbol baobab ( A dansonia digitata) , cerca de Nairobi, Kenia (África) . (Akeley Expedition, American Museum of Natural History . ) FIGURA 26.22.

fuego no mata las partes subterráneas d e l a s hierbas, pero sí l imita el crecimiento de los árboles a unos pocos individuos de especies resistentes al fuego. El pastoreo de los animales, los cuales acabo.n con muchos árboles jóvenes, contribuye también a mantener la pradera frente a la expansión del bosque. Muchas especies de árboles procedentes de la pluviisilva que, de otra manera, po­ drían crecer bajo un régimen climático seco y húmedo, no prosperan debido a la presencia de estos incendios. En África la sabana arbolada grada hacia u na franja de sabana espinosa y de hierbas altas (Stg), un tipo de formación vegetal que transita hacia el bioma de desier­ to. Los árboles, en su mayoría formados por especies espinosas, están todavía más dispersos, y la pradera es más abierta que en la sabana arbolada. Un tipo de árbol característico es la acacia · de copa plana (A cacia) , otro es el gigantesco y grotesco baobab (A dansonia digitata) cuyo tronco cilíndrico se constitu­ ye en u n gran depósito de agua (figura 26.22). La hierba del elefante ( Pennisetun purpureum) es una especie corriente en estas zonas; puede crecer hasta u na altura de 5 m formando una espesura 'impenetrable a los hombres. Debido al dominio de las hierbas sobre el arbolado esta formación podría ser emplazada, del m ismo modo, en el bioma de pradera en términos de estructura, pero debido a que es geográficamente y climáticam�nte una intergra­ dación hacia la sabana arbolada, parece más correcto incluirla dentro del bioma de sabana, como alternativa más preferible. La sabana de espinos y hierbas altas está estrechamente vinculada con el subtipo semiárido de los climas tropica­ les y subtropicales ( 4s, 5s) . En África y en la India la formación vegetal incl uye también áreas de subtipo cli ­ mático semidesértico (4sd, 5sd). En e l clima semiárido, la reserva de agua es muy pequeña durante 10 meses al año y solamente después de la breve estación lluviosa existe u na adecuada reserva hídrica a las necesidades de árboles y hierbas. Por esta razón, la vegetación de la sabana se define como "raingreen", un adjetivo que se aplica también al bosque monzónico. Los suelos del bioma de sabana están formados por

Distribución de la vegetación natural

ustalfs, ultisoles, oxisoles y vertisoles. La distribución de estos órdenes varía de acuerdo con el substrato del suelo y el pasado histórico climático. Los ustalfs del bioma de sabana del oeste de África se cree que deben su alto nivel de bases a la precipitación de finas partículas de polvo y arena procedentes del desierto del Sáhara, situado al norte. Estas partículas de polvo reponen los principales m i nerales ricos en cationes básicos. El m ismo proceso explica la presencia de ustalfs en 1egiones de sabana de otras partes de África, Sudamérica e : ndia. El bioma de sabana en Sudamérica viene representado por el campo cerrado del interior de las montañas del Bras i l . En é l , los árboles poseen una amplias hojas y son perennes. Poseen un aparato radicular muy profundo y son capaces de utilizar el agua de los niveles más profun­ dos del suelo, agua que está lejos del alcance de las raíces de las hierbas durante la estación seca. Una expresión diferente del bioma de sabana se puede hallar en Australia Oriental en donde se desarrolla la sabana de árboles esclerófilos australiana (Ssa) que for­ ma una franja norte-sur y cuyos árboles son especies perennifolias del Eucalyptus. El clima es del subtipo semidesértico del c l i ma s � co subtropi cal (5sd ) . De acuerdo con el mapa de los suelos del m undo, Lámina L.2, le corresponden los vertisoles. De particu lar i nterés para los geógrafos americanos son las pequeñas parcelas de sabana tropical, bastante espe­ cializada, del sur de Florida -los "everglades" (Lámina M . 5 ) . Sostenida por una formación calcárea, los llanos extremadamente bajos y planos de los "everglades." son inundados por una capa de agua de escorrentía de no mucha altura procedente de las lluvias estivales, de ma­ nera que se vuelve en un terreno pantanoso. En invierno, estas áreas se vuelven extraordinariamente secas y toda esta llanura se ve cubierta por un tipo de hierba dura ( Cladium ejfusum) . Los árboles dispersos por todo e 1 llano están representados por las palmeras y, en terrenos más elevados, por los pinos.

cazadores y de una gran m u ltitud de herbívoros que se desarrolla sobre estas sabanas de gramíneas y sabanas arboladas (figura 26.23 ) . Las sabanas de África son el hogar natural de los ñus, gacelas, antílopes, búfalos, rino­ cerontes, cebras, j i rafas y elefantes. Sobre ellos se al imen­ tan los leones, leopardos, hienas, chacales y perros salva­ jes . Algunos de los herbívoros dependen de su velocidad en la carrera para escaparse de los depredadores. Otros, tales como los rinocerontes, búfalos y los elefantes, se defienden a sí mismos por su tamaño, fuerza o por sus disimuladas corazas. La jirafa es una pecu liar adaptación a la arboleda de la sabana; su largo cuello le permite el ramoneo en el alto follaje de los dispersos árboles. La estación seca trae consigo una verdadera contienda para la superviviencia de los animales de la sabana africa­ na. En cuanto las corrientes y depresiones van secándose, solamente quedan unos pocos y lodosos charcos que suministran toda el agua para beber. De este modo, el peligro de ser atacados por los carnívoros es todavía ma­ yor. El ecosistema de la sabana africana plantea la perspec­ tiva de su amplia destrucción a través del impacto realiza­ do por el Hombre. Los parques montados aparte para preservar �l ecosistema confina los animales que pasto­ rean a una estrecha franja, y evitan sus mi graciones estacionales en busca de comida. En algunos casos, el crecimiento de las poblaciones ani males ha resultado fenomenal debido a que han sido protegidos de la pos i ­ ble caza. En l o s reducidos cotos, estos animales consu­ men rápidamente toda la vegetación disponible en inúti· les tentativas para sobrevivir. E l también rápido creci­ m iento de las poblaciones humanas hace que se incre­ mente la presión sobre las agencias de gestión de los parques a fin de poder invadir tales reservas de caza y poder así extender el pastoreo de la ganadería y la agri­ cultura.

Recursos agrícolas del medio de la sabana

La uida animal de la sabana africana Concordante con el tipo de vegetación y el carácter del clima tenemos una vida animal natural de carnívoros

FIGURA 26.23 .

Oriental ( Marc

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El sorgo, producto que recibe varios nombres como "maíz de los cafres" o "maíz de Guinea" es un importan­ te cultivo agrícola del medio de la sabana en África y la

Las jirafas y cebras vagan libremence por la sabana de Kenia en África Evelyne, Woodfin Camp. )

Btoma de sabana

467

India. Es un tipo de gramínea capaz de sobrevivir bajo condiciones de una larga y calurosa estación seca y tan sólo una corta estación húmeda. El trigo está extensamente cultivado e n el norte de la India y Pakistán, dentro de las regiones semiáridas del clima tropical seco. Esta región agrícola comprende el Pu njab, al norte de Pakistán y noroeste de la India, y el estado indio de Uttar Pradesh, que se halla en su mayor parte en las extensas llanuras del río Ganges. Gran parte de la región está irrigada como suplemento a las lluvias monzónicas, produciéndose en algunas áreas has­ ta dos cultivos al año. Los cacahuetes constituyen otro gran cultivo alimentario de la sabana de la India y ha sido introduci � o en la zona climática correspondiente, del ceste de Africa. Los estudios realizados para la explotación de la sabana y así incrementar la producción de alimentos, restan, hoy en día, incorporados dentro de las técnicas de aplicación que se definen dentro del término Revolución Verde. U n gran elemento integrante dentro d e esta revolución e s e l desarrollo de nuevas razas genéticas d e arroz y d e trigo, capaces de aumentar enormemente la producción por unidad de superficie cu ltivada. Para conseguir el poten­ cial de estas nuevas razas de plantas, se necesita de la aplicación de grandes cantidades de abonos. Otros aspec­ tos que forman parte de esta revolucionaria imagen son los cambios en las prácticas agrícolas y el aumento de l a mecanización. A l mismo tiempo q u e aumenta notable­ mente las producciones de arroz y trigo en el sudeste de Asia, gracias a las nuevas tecnologías, también se observa un claro aumento en los prec ios de los fertilizantes y e n el combustible, lo c u a l hace tambalear sobremanera los cimientos de esta nueva agricultura. Debido a la Revolución Verde, la producción de trigo en el Punjab (India) se dobló en cinco años, entre 1 966 y 1 97 1 . Se esperó que este fenomenal incremento sustenta­ ría las crecientes necesidades de la población de la India, que se incrementó en 17 millones de personas por año. Sin embargo, la producción triguera se estabilizó y e n 1 974 entró en u na fase d e claro declive debido a diversos factores. E ntre ellos se incluyen las reducidas precipita­ ciones de estos ú l timos años y el enorme incremento del coste de los abonos y combustible. Además, los pozos que se excavaron en las arenas y gravas, que alcanzaban el nivel freático, necesitaban de bombas eléctricas y esta fuente de energía estaba también severamente castigada. A pesar de tales contratiempos la productividad agrícola en Asia, en líneas generales, se ha incrementado hasta el punto de poder ser autosuficiente en cuanto a la produc­ ción alimentaria. Aunque !ª aplicación de la tecnología de la Revolución Verde en Africa sufrió un cierto retraso con respecto al Asia Oriental y Latinoamérica, se han realizado unos im ­ portantes logros hasta 1 985. Por ejemplo, una variedad de sorgo tolerante a la sequía fue introducido en Sudán, con expectativas de poder doblar la producción de las varie­ dades tradicionales. Las variedades mejoradas de trigo introducidas e n Etio­ pía son capaces de doblar las producciones de pequeños cultivos de las tierras montañosas, aplicando, eso sí, un adecuado abonado. Los edafólogos han señalado que extensas áreas de vertisoles en la India, Australia y el Sudán están a la espera de ser puestas bajo cultivo. Los vertisoles son ricos también en bases nutritivas pero requieren de u na apro­ piada maquinaria de cultivo a fin de superar las antiguas y

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pobres labranzas. Algunas de estas tierras están siendo labradas de forma t'lfectiva y en las que se realizan entre dos y tres cultivos al año. Para esperar u n a mayor expan­ sión en las áreas de oxisoles y las zonas semidesérticas marginales a los desiertos tropicales, se debería entrar dentro del terreno de lo fantástico.

Recursos del arbolado de la sabana africana Puesto que el medio de sabana en África es una transi­ ción entre la zona de pluviisilva y el desierto, hay u na gradación de los recursos vegetales y u nos modos de utilización, consecuentemente, que se han ido emplean­ do al fin de poder mantener la vida humana. En las zonas más húmedas, aquellas de sabana arbolada con una larga estación húmeda, la agric ultura sigue un modelo conoci­ do como agricultura de barbecho en monte. Esta práctica está relacionada en algunos aspectos con la roza y quema de la agricultura de la pluviisilva. Los árboles de una pequeña área son cortados, apilados y quemados. Las cenizas obtenidas son fertilizantes para los cultivos de las parcelas. Después de pocos años se permite que vuelva a crecer en ellas arbustos y árboles. Algunos cultivos que crecen e n la agricultura que se practica en la selva, son los mismos que los que crecen en las áreas más húmedas que bordean la sabana. Al lado de los cultivos permanentes existe una cultura de ganadería itinerante e n que grandes cantidades de bovinos se mantienen sobre los campos de trigo. La gana­ dería bovina provee de leche, mantequilla y sangre. Si­ guiendo un sistema nómada, la ganadería se desplaza hacia las regiones semidesérticas durante la estación l l u ­ viosa para poder pastar sobre l a s hierbas recién apareci­ das; más tarde vuelven a la sabana de gramíneas, durante la estación seca, donde se alimentan de los cultivos e n barbecho y confían en las reservas d e agua d e los estan­ ques para su supervivencia. La franja de sabana arbolada abastece de un cierto n ú mero de recursos vegetales j u nto a los cultivos agríco­ las. Los árboles son cortados para leña, que es el único combustible disponible para poder cocinar de la mayoría de la población. Los árboles también aportan la madera para la construcción de sus moradas. Junto a los árboles de la sabana arbolada que aportan de importantes pro­ ductos para la exportación, tenemos el anacardo y el capoc. La goma arábiga se extrae de las acacias. M uchos árboles propios de la sabana arbolada tienen un bajo valor comercial como madera de exportación (a excep­ ción de la teca negra), de manera que han sido introduci­ das especies foráneas de árboles en ciertas áreas. Entre tales especies, tenemos el pino o el eucaliptus que han sido c u ltivados como fuentes de madera para pasta de pape l . Estos árboles crecen más rápidamente en estas áreas, que en latitudes más altas, de ahí su interés econó­ mico.

Sequía y desertización El medio de la sabana está sujeto a años de devastadora sequía y a años de excesiva precipitación que pueden dar lugar a grandes avenidas. Se habla de sequía cuando llueve menos que el promedio de precipitación e n aque­ lla estación o período en el q u e normalmente se registra una precipitación elevada. El término "sequía" se utiliza generalmente con respecto a la estación de crecimiento Distribución de la vegetación natural

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El sahel, o zona saheliana, representada en color, se encuentra bordeando él desierto del Sáhara por su parte meridional.

FIGURA 26.2 4.

vegetal que abastece de alimentación tanto a los animales salvajes como a los animales domésticos. La precipitación de la estación húmeda del medio de la sabana varía nor­ malmente de u n año para otro. Por norma genera l , los registros climáticos indican que cada dos o tres años sucesivos con una precipitación inferior al promedio (se­ quía) alternan con varios años sucesivos con una intensi­ dad de lluvias igual o superior al promedio (véase figu­ ra 26.27) . La sabana más seca del norte de África incluyendo la región semidesértica contigua a ella en su parte septen­ trional, representa una lección para el Hombre en su devastador impacto sobre unos sistemas ecológicos tan delicados. Los países que se hallan, o que poseen tierqs en esta peligrosa franja, denominada Sahel, están indica­ dos en la figura 26.24 . Todos estos países fueron azotados por una rigurosa sequía que se extendió desde 1 968 a 1974. Tanto las manadas de ganadería nómada como los cultivos de gramíneas compartían esta zona. D u rante todo este tiempo los cultivos de gramíneas decayeron enormemente, y el ganado se quedó sin forraje posible para su sustento. Durante los peores períodos de la se­ quía saheliana, los nómadas se vieron forzados a vender el resto del ganado, lo que significaba acabar con sus ú nicos medios de subsistencia. Cinco m i llones de cabe­ zas de ganado perecieron y m uchos miles de personas murieron por los efectos del hambre y las epidemias. En el Sahel, sin embargo, se tiene constancia docu­ mental de periódicas sequías en décadas pasadas y como ellos también en otras zonas que comparten el m ismo medio de la sabana. Los desplazamientos en la posición del cinturón subtropical de altas presiones y la zona de convergencia intertropical han de ser tenidas en cuenta en el momento de explicar estas épocas de seq u ías y los períodos intermedios de precipitación superior a lo nor­ mal. Asociado con la sequía saheliana de 1 968-1 974 exis­ te un fenómeno especial conocido como desertización, nombre que se le ha dado recientemente -la transforma­ ción de la superficie terrestre debido a las actividades del

Bioma tk pradera

Hombre superpuesto a una situación natural de sequía-. La desertización consiste en el cambio en la fisonomía de u na superficie terrestre por otra muy semejante al desier­ to, debido en gran parte a la destrucción de las praderas, arbustos y árboles que existían previamente. También son palpables los efectos de la erosión del suelo acelera­ da formando acanaladuras, abarrancamientos de las lade­ ras, sobreacumulación de sedimentos en los canales de las corrientes. La deflación también se acentúa y se pue­ den observar en las· superficies de los suelos rastros de pulido y acumulaciones de los materiales acarreados por el viento en el lado de barlovento de los obstáculos. La desertización de la sabana africana se puede atribuir al gran incremento en el número de personas y en el de cabezas de ganado. Los administradores europeos de las colonias africanas contribuyeron al aumento de la pobla­ ción con el suministro de alimentos en los períodos de hambre, reduciendo la mortandad por enfermedades y por el descubrimiento de las aguas freáticas para la irriga­ ción de los cultivos y para abrevar el ganado. Con cada nueva sequía se realizaba un mayor impacto en la vegeta­ ción y en el suelo debido al consiguiente incremento poblacional con que venía acompañada. Finalmente la degradación terrestre era demasiado mantenida y severa como para poder permitir u na recuperación de la cober­ tura vegetal en la estación lluviosa o en los períodos más húmedos o con grandes lluvias estacionales. De este modo, tan prolongado como tiempo persista la presión demográfica, la desertización va adquiriendo visos de permanencia, y toma un aspecto externo de cambio hacia un clima desértico. Siguiendo a la rigurosa sequía de 1 968 a 1974, el Sahel experimentó u na precipitación algo mayor entre 1975 y 1 980, pero de nuevo en 1 981 y continuando hasta 1 984 se volvió otra vez a u n período seco. Los efectos de este período fueron particularmente importantes en Etiopía. E n el período comprendido entre julio y mediados de septiembre de 1 985 se recibió u na . importante cantidad de precipitació n . Los datos sobre precipitación recogi­ dos, revelan 17 años consecutivos de lluvias por debajo de lo normal con respecto a la media de un período de 30 años. Ello ha sugerido a los climatólogos que existe una tendencia a largo término de progresión de la aridez de estas tierras.

Bioma de pradera La pradera ( Gp) está compuesta de hierbas altas, incor­ porado bajo este término u na predominancia de hierbas y un subdominio de las forbiáceas ( Lámina M . 5 ) . Los árbo­ les y los matorrales están casi totalmente ausentes, pero dentro de .una misma región se pueden encontrar áreas boscosas y arboladas, sobre todo en el fondo de los valles. Las hierbas poseen un aparato radicular profundo y forman una continua y densa cobertura cespitosa. Las hierbas florecen durante la primavera y a principios de verano; las forbias lo hacen a finales del período estival. En Iowa, u na región representativa de la pradera alta (de hierbas altas) , está formada típicamente por gramíneas ( Andropogon gerardi y el A. scoparius) ; una forbiácea típica es la Susana de ojos negros ( Rudbeckia nítida). Las extensas áreas de pradera alta, aquellas que pode­ mos encontrar en Norteamérica y Sudamérica, están es­ trechamente identificadas con el subtipo subhúmedo del clima húmedo continental ( 1 0 sh) y el clima húmedo

469

subtropical (6 sh ) . En ella la economía hídrica del suelo muestra un moderado déficit de agua, oscilando desde O a 1 5 cm. La pradera alta también se adentra en las regio­ nes de subtipo húmedo de los climas anteriormente cita­ dos ( 1 0 h y 6 h ) . Los detalles de su distribución en Norteamérica se pueden observar en la figura 26. 1 5 . Al­ gunas regiones de bosque caducifolio están entremezcla­ das con las áreas de pradera sobre una ancha franja de transición. En Uruguay y en la zona oriental de Argentina, la región de las llanuras esteparias es conocida bajo la denominación de pampa. Una pequeña pero importante región de pradera alta en Europa, es la Puszta húngara. La pradera alta está muy vinculada a suelos del tipo udol ls, el suborden de régimen údico de los mollisoles. Los ustolls, el suborden de régimen ústico de los moll iso­ les forman la capa que sustenta las praderas en zonas c�rcanas a su límite occidental de Norteamérica. Estos suelos son excepcionalmente ricos en cationes básicos importantes para las hierbas. La estepa ( Gs), también conocida como pradera baja (de hierba baja ) es un tipo de formación compuesta por, redundando, hierbas bajas que se hallan dispuestas sepa­ radamente, formando máculas o racimos ( Lámina M.5) . En este ámbito se pueden encontrar también arbustos y árboles dispersos. La cobertura que ejerce esta vegeta­ ción es pequeña y gran parte del suelo se halla desnudo. Dentro de esta formación encontramos muchos tipos de hierbas. Una típica de la estepa americana es la hierba de búfalo ( Buchoe dactyloides) ; otra puede ser el girasol ( Helian thus rigidus) y la hierba loca ( Oxytropis lamber­ tii) . La estepa transita en medios secos hacia el semide­ sierto y cuando la precipitación es mayor, hacia l a pra­ dera. El mapamundi de vegetación m uestra cómo la pradera esteparia está mayoritariamente concentrada en las vastas regiones de latitudes medias de Norteamérica y E urasia. E l único lugar del hemisferio Sur donde también se pueden hallar reflejadas es el veldt en la región del estado libre de Orange y el Transvaal. Hemos excluido de este tipo de formación numerosos lugares con prade-

FIGURA 26.25 . Matorral espi noso en la región del río Tona, en África Central. (Akeley Expedition, American Museum Natural H istory. )

470

ras de las bajas latitudes, pues (tal como aducíamos cuan­ do hablábamos de la sabana) se incluyen · en la zona transicional entre el bioma de sabana y el desértico. La formación de estepa coincide con bastante precisión con el subtipo semiárido del clima seco de latitudes medias (9s). El balance hídrico del suelo muestra una substanciosa deficiencia, y no hay excedente de agua. La reserva hídrica del suelo se sitúa muy por debajo de su capacidad de retención en todos los meses del año. Du · rante el período primaveral de recarga de agua, las hier­ bas disponen de una gran cantidad de este líquido, de lo que resulta un rápido crecimiento a principios del vera­ no. A mediados del período estival las hierbas adquieren un estado latente , au nque las ocasionales tormentas de verano causen ciertos períodos de reviviscencia de la ve­ getación. Los suelos de la estepa se encuentran en gran medida formados por los mollisoles. Los borolls, por su parte, se encuentran en regiones septentrionales más frías, mien­ tras que los ustolls se hal lan en las regiones meridionales más cálidas. Los xerolls soportan la vegetación de estepa situada al oeste de las Rocosas. Los aridisoles están repre­ sentados, por último, en algunas de las estepas más ári ­ das, dentro de la transición al biomJ de desierto.

Bioma de desierto E l bioma de desierto comprende muchas formaciones vegetales que se hallan en la zona de transición del bioma de pradera y de sabana hacia la región del más riguroso medio desértico. Reconocemos dos formaciones básicas de transición: semidesierto espinoso y el semide­ sierto. El primero de ellos, el semidesierto espinoso, se encuentra en bajas latitudes y está asociado con los cli­ mas tropical y subtropical. Sobre el mapa mundial de vegetación, Lámina M . 2 , esta formación vegetal compren­ de otras dos: el bosque espinoso, y el arbolado espinoso ( D tw) y la sabana de gramíneas y desierto espinoso (Dtg). E l semidesierto espinoso está compuesto de árboles xerófilos y arbustos adaptados a un clima con u na esta­ ción calurosa y seca muy larga, y tan solo u na breve, pero i n tensa, estación lluviosa. Estas condiciones se hallan en los subtipos semidesértico y desértico de los climas tropi· cal y subtropical seco ( 4sd, 4d, 5sd, 5d) . Los árboles espinosos y arbustos son lbcalmente coi'iocidos como bosque e:,pin oso y arbolado espinoso ( "thorn forest ' ', "thorn bush " y "thorn woods" e n e l original). Estas son formas caducifolias que pierden sus hojas durante la estación seca ( figura 26.25) . Estas plantas suelen crecer muy próximas u nas de otras entretejiendo sus ramas y formando u na impenetrable espesura. Los cactus están presentes en algunos lugares. Puede existir una capa inferior herbácea formada por vegetación anual que desa­ parece durante la estación seca, o gramíneas que adquie· ren un estado inactivo durante esta m isma estación. Ejemplos de este semidesierto espinoso son la caatinga, en el nordeste del Bras i l y el dornveldt de Sudáfrica. El orden de suelos predom inante del semidesierto espinoso son los aridisoles, pero no obstante los ustalfs pueden estar presentes en ciertas áreas. Semidesierto es un tipo de formación transicional con una variada distribución latitudinal; varía desde la zona tropical hasta la zona de las latitudes medias, y está identificado con los subtipos sem idesértico y desértico Distribución de la vegetación natural

FIGURA 26.26. La tumboa ( Weltwischia mirabilis) sobre las llanuras arenosas del desierto de Kalahari, en el sudoeste de África ( Robert ] . Rodin . )

de los tres climas secos. Sobre el mapa de vegetac10n (Lámina M.2) el semidesierto i ncl uye dos formaciones vegetales: el monte bajo y arbolado sem idesértico (Dsd) y el monte bajo s2m idesértfco (Dss) . El semidesierto está compuesto de vegetación arbusti­ va xerófila con u na capa de vegetación herbácea muy poco desarrol lada. Un ejemplo lo constituye la artemisa ( Artemisia tridentata) que forma la vegetación típica de la región meridional y central de las Montañas Rocosas y el altiplano del Colorado (Lámina L.6). La vegetación arbustiva semidesértica parece que se ha extendido re­ cientemente en las áreas occidentales de los Estados Unidos que estaban formadas antiguamente por gramí­ neas esteparias como resultado del sobrepastoreo y del paso del ganado. Los suelos semidesérticos son en su mayoría los aridisoles, aunque también se pueden encon­ trar muchas áreas de entisoles, en particular los Psam­ ments, desarrollados sobre las dunas de arena y sobre las arenas aluviales. El desierto seco es un tipo de formación de plantas xerófilas ampliamente dispersas y con un grado de cober­ tura bastante despreciable. Sobre el mapa de vegetación del mundo, Lámina M . 2, los desiertos secos están repre­ sentados por dos clases de formaciones: desiertos ( D ) y

desiertos alternando con sem idesierto de cojines de vege· tación espinosa (Dsp) . Estos ú ltimos tienen u na localiza­

ción limitada a Australia. La vegetación visible del desierto seco está compuesta de pequeños arbustos espinosos o con hojas endurecidas, plantas suculentas (cactus), o gramíneas duras. Algunas especies anuales pueden también estar presentes pero aparecen solamente después de algún esporádico y vio­ lento aguacero. La flora de los desiertos difiere enormemente de u n a parte a otra del m undo. En l o s desiertos Mohave- Sonora del sudoeste de los Estados Unidos, los vegetales son a menudo grandes y en determinados lugares pueden ad­ quirir el aspecto de arbolado (Lámina M .6 ) . Bien conoci­ dos de todos resu ltan los cactus saguaro ( Carnegiea gi­ gantea) de aspecto de árbol, el chumbera ( Opuntia imbricata) , el ocotillo ( Fouqu iera splendens) , el arbusto creosote ( Larrea tridentata) y el árbol del humo ( Da/ea

spinosa) .

En el desierto del Sáhara (gran parte de él mucho más seco que el desierto americano) una planta corriente es la hierba dura ( Stipa) ; otra, que se encuentra junto a los Bloma de desierto

lechos secos de los cursos de agua, es el tamarisco ( Ta­ m arix) . El desierto costero del sudoeste de África es conocido por una extraña especie vegetal llamada tum­ boa ( Weltwitschia m irabilis) cuyas hojas tienen u na for­ ma semejante a correas, que irradian de una raíz central que penetra a grandes profundidades del suelo (figura 26.26) . Gran parte del área asignada en el mapamundi a la vegetación desértica no tiene plantas de dimensiones visibles debido a que su superficie está compuesta de dunas de arena que se desplazan, o bien llanuras saladas estériles. Los suelos de los desiertos secos corresponden al orden de los aridisoles o a los entisoles, su borden de los Psamments. La economía hídrica del suelo, de la vegetación de los desiertos secos, muestra generalmente unas necesidades mayores de agua que la aportada mensualmente por la precipitación, por esto, el total anual de deficiencia de agua es elevada . Cuando la lluvia cae, durante las raras y torrenciales tormentas, el agua del suelo es utilizada con el máximo provecho por las plantas, de forma que se agota rápidamente. Durante los largos períodos en los que las reservas de agua son próximas a cero, las plantas deben mantenerse en un estado de inactividad casi com­ pleta para poder así sobrevivir.

Variabilidad de la precipitación en el bio m a desértico La variabilidad en cuanto a Ja precipitación es extraordi­ nariamente grande en el desierto tropical . Con ella que­ remos indicar el grado con el que las medidas de la precipitación obtenidas en diferentes años, tomados de u no en u no, se desvían del valor medio sobre un largo período de registros. La figura 26.27 i lustra este principio y compara l a variabilidad del desierto tropical con aque­ llos correspondientes a otros climas de bajas latitudes. La precipitación del mes más húmedo del año también está representado. La gráfica inferior indica la precipitación recogida en Abbassia (Egipto), ciudad cercana a El Cairo, durante un período de 36 años. Cinco de los años tenían más del doble del promedio; dos años tenían el cuádru­ ple o más del promedio y diez años tenían tan sólo un pequeño registro de precipitación o inclusive nada. Este registro corresponde a u no con una gran variabil idad. La gráfica intermedia muestra un período de 46 años de registros para Bombay (India) en el clima tropical seco y húmedo. En él se puede observar una moderada gran variabi lidad. Solamente un año tiene más del doble del promedio, y en cada año hubo algo de ll uvia. La gráfica superior muestra los registros obtenidos en Padang (Su­ matra), un observatorio situado en el clima ecuatorial lluvioso. La variabilidad es muy pequeña si la compara­ mos con los otros dos registros. La oscilación de la precipitación para áreas continenta­ les del mundo han sido estimados en porcentajes del desvío de los valores normales (figura 26.28). Este mapa presenta un elevado grado de generalización, pero es algo mejor que un esquema. Los desiertos tropicales muestran la mayor variación. Los valores muy bajos están asociados a los climas húmedos, tanto en la zona ecuato­ rial como en las latitudes medias. Los valores más bajos se éncuentran en las franjas costeras, por ejemplo, en los climas marítimos de costa oeste del occidente euro­ peo.

471

cm pulg. 35

lJ"l co

o co co



-

o m co

-

lJ"l m co -

30

o o



lJ"l

o

lJ"l o m

-

-

m



-

-

o N



lJ"l



80

Pequeña variabilidad relativa

70

Media: 51 cm

25 20

60 - - - - - -- - - -

50 40

15

30

10 5

o -'-'--'--+-

Padang, Sumatra. Precipitación para · noviembre 1880-1925

150 cm

20

i:;:J

10

o

Moderada variabilidad relativa

35

90 80

30 25

100 90

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

Media: 6 1 , 5 cm

70

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

60

Bombay, India. recipitación para julio: 1 880- 1925

1,0

Abbassia (El Cairo) Egipto. Precipitación para enero:

Gra n . variabilidad relativa

1887-1922

0,5

FIGURA 26.27. Estas gráficas pertenecientes a tres lugares diferentes, ilustran el concepto de variabilidad o la cantidad de precipitación recogida cada año durante el mes que en promedio es el más lluvioso para cada emplazamiento. (Datos procedentes de H . H . Clayton, Smithsonian l nstitution.)

120º 1

Desviación de la precipitación media en tanto por ciento

D Inferior a 1 0 D lO a 1 5 D 1 5 a 20 l!:::J 20 a 25 . 25 a 30 . 30 a 40

- Más de 40

FIGURA 26.28. Variabilidad de la precipitación a lo largo del mundo. (Según William Van Royen, 1 954, A tlas of the Wor/d 's Agricultura/ Resources, Prentice- Hall E nglewood Cliffs, N .] . Basado e n e l mapa base d e Goode. )

472

Distribución de la vegetación natural

Bioma de tundra La tundra ártica (T) y la tundra alpina (Ta) son forma­ ciones vegetales correspondientes al clima de tundra ( 1 2 ) . La tundra de las regiones árticas florece bajo los largos días de verano en los que se funde la parte supe­ rior, una estrecha capa superficial, del suelo helado (fi­ gura 26.29 ) . E l resto del perfil helado (permafrost) , re­ sulta impermeable y el agua de fusión no puede fluir rápidamente. En consecuencia, durante el verano se forman numerosos pantanos sobre extensas áreas y al menos durante u n corto período de tiempo. El humus, debido a que la acción bacteriana es muy lenta, se acumula en capas muy espesas. El tamaño de las plantas está parcial­ mente limitado por la ruptura mecánica de las raíces producidas por er hielo-deshielo de la capa superficial del suelo, de forma que crecerá vegetación con raíces poco profundas. En invierno, los vientos secos y la abra­ sión mecánica producida por la nieve ventada tiende a reducir la porción de vegetal que sobresale por encima de la nieve. Las plantas de la tundra ártica son bajas y en su mayoría herbáceas, aunque en ciertos lugares podemos encontrar el sauce enano ( Salix herliacea) . Los juncos, hierbas y musgos y líquenes dominan el estrato inferior de la tun­ dra ( Lámina M .6 ) . Algunos juncos como el Carex bigelo­ wii, gramíneas de praderas rasas, como la Poa arctica o el Eriopborom, y los líquenes tales como el Cetraria nivalis son especies típicas de estos ámbitos. Hay tam­ bién diversas especies de forbiáceas que florecen lujurio­ samente en verano. La composición florística de l a tundra varía enormemente puesto que los suelos pueden ser húmedos o pueden, por el contrario, tener un buen dre­ naje. Un paisaje de tundra puede, también, estar com­ puesto por duros montículos de vegetación, rodeados por una capa somera de agu a . Algunas áreas de vegeta­ ción arbustiva del dominio ártico están compuestas por sau­ ces y abedules, que también se encuentran en la tundra. Yéndonos hacia el sur, la vegetación se transforma en arbolado formado por abedules con líquenes, y posterior­ mente el bosque aciculifolio. En algunos lugares, una característica línea de árboles separa el bosque de -la tundra. Coincidiendo aproximadamente con la isoterma de 1 0º C del mes más cálido, esta línea ha sido utilizada por los geógrafos para delimitar el bosque boreal de la tundra. La vegetación es escasa en las vertientes expuestas a los vientos, y en las cimas. E l pavimento rocoso de estas áreas recibe el nombre de felljield término danés que significa literalmente "desierto rocoso" (figura 26. 3 0 ) . En todas las latitudes donde la altura e s suficientemen­ te elevada se desarrolla la tundra alpina, por encima del límite de crecimiento de los árboles y por debajo de la zona sin vegetación y cubiertos por roca pelada y nieves perpetuas. La tundra alpina se asemeja a la tundra ártica en diferentes aspectos físicos. Los suelos de la tundra ártica están representados por los inceptisoles, entisoles e histosoles. Otras extensas regiones de los suelos árticos corresponden a los cria­ cuepts, u n gran grupo de suelo dentro del suborden de los acuepts, orden de los inceptisoles. Los criacuepts son suelos m i nerales caracterizados por un mal drenaje. Otras áreas de suelos están clasificadas como criorthents, u n gran grupo d e s u e l o dentro d e l suborden d e l o s orthents, orden de los entisoles. Los histosoles se hallan en cuencas lacustres rellenas de sedimentos.

Btoma de tundra

90'E

. Ob� usia

\____ . ¡



Moscú

'1

__/

iso0

90ºW

FIGURA 26.29.

Mapa de la región de tundra ártica.

El número de especies animales en el ecosistema de tundra es pequeño, pero la abundancia de sus individuos es elevada. Grandes manadas de caribús, en Norteaméri­ ca o renos (sus parientes en Eurasia) vagan por la tundra pastando ligeramente sobre los líquenes y plantas, y des­ plazándose constantemente. Un pequeño número de b ueyes almizcleros son también los consumidores prima­ rios de la vegetación de la tundra. Los lobos, carcayús, las zorras árticas y osos polares forman el grupo de los de­ predadores. Hemos de añadir además la presencia de pequeños mamíferos, conejos de pies blancos, y los co­ nejos de Noruega, que son importantes herbívoros. Los invertebrados son escasos en la tundra excepto para un pequeño número de especies de insectos como las dimi­ nutas "blackflies" , las "no-see-ums", ciertas especies de tábanos y mosquitos y las terribles "deerflies " , una espe­ cie de mosquita picadora que suele ser muy abundante y durante el mes de julio, en la tundra, puede ser enorme­ mente molesto tanto para el hombre como para los ani-

FIGURA 26.30. Vegetación del fellfie/d ártico. La vegetación crece en unas pequeñas extensiones rodeadas por bloques de piedras. (American Museum of Natural History.)

47 3

Tipos de

4000

vegetación

m

3500

Prados alpinos

� .:__

Limite foresta l

Zona Hudson1ana

-- --

80-90 cm

58-86 cm

Arbolado

1500

Pradera

pies

46-60 30-50 cm

12,000

3500 m

'Fo

2800

-1:!º"ª

10,000

Altiplano de Kaibab

m

canadiense

- 2500

Bosque occidental de pino amarillo

2000

1

_

Bosque de abeto de Oouglas

c

_

oe Englemann

2500

N. ri m1__. -

8000

m -

6000

25-30 cm

4000

Precipitación

1 000

o

Zonas b1ológ1cas zona alp1na

Bosque de píceas

3000

500

Pico S. Francisco m

,......- 3 .844

Desierto arbustivo

(S )

12·25

2000

Rlo Colorado

cm

Precipitación

(N)

FIGURA 26 . 3 1 . Zonación altitudinal de la vegetación en el árido sudoeste estadounidense.

o

En la zona septentrional de Arizona, en el distrito de las Montañas de San Francisco - G ran Cañón. (Según G .A . Pearson, C . H . Merriam y A . N . Strahler.)

males. Los reptiles y los anfibios suelen ser raros en estas latitudes. La tundra pantanosa, por su parte, ofrece u n medio ideal durante el verano para muchas aves migrato­ rias, aves acuáticas en general y tales como la lavandera y el chorlito. La cadena trófica del ecosistema de tundra es s i mple y directa. El más importante productor es el "musgo de reno" , un tipo de líquen (véase figura 26.4 ) . E n el segun­ do nivel encontramos junto al caribú y el reno, el conejo noruego y el de "pies blancos" , y la perdiz nival, animales

s

Pluviisilva ecuatorial

Sabana arbolada

que son importantes consumidores de gramíneas y líque­ nes. Los importantes depredadores son la zorra ártica, el lobo, el l ince y el Hombre, aunqu� todos estos consumi­ dores pueden alimentarse de manera directa sobre las plan­ tas. Durante el verano, la abundancia de insectos ayuda a mantener las grandes poblaciones de aves acuáticas. Esta línea tan directa en la cadena alimentaria de la tundra conlleva un problema que es el de que lo convierte en un medio muy vulnerable a las fluctuaciones en la población de unas pocas especies.

Sabana C:e pradera

Matorral tropical

Desierto tropical

N

Perfil desde el Ecuador hasta el Trópico de Cáncer, África

{'"\'.')

..,.r:.·

;B.;®:��'�iCT;:"'i'{7::i�4;:;��,rr,t , ú>t�':.P::-::�1.:r.�� : ��;;;:�;:� ;>�'''-�;;;�������������;�¡����������;z;;�����\;;3:-:'�'.;�;. :.i!l w\ll·.,·t�o:?i?:.- s;;:��-·sf: S

Desierto tropical

Estepa subtropical

•.

Bosque esclerófilo

Perfil desde el Trópico de Cáncer hasta el Círculo Polar Ártico. África-Eurasia

W

Desierto de Estepa de Pradera Pradera latitudes latitudes baja alta medias medias Perfil a través de los Estados Unidos, 40 º N , desde Nevada a Ohio

Bosque caducifolio de latitudes medias

Bosque acicu 1 ifol io subártico

Bosque caducifolio de latitudes medias

Arbolado subártico (taiga)

Tundra ártica

E

FIGURA 26 . 32 .

Tres perfiles esquemáticos mostrando la sucesión de las diferentes formaciones vegetales, a través de una gradación climática. ( Dibujo de A . N . Strahler.

47 4

Distribución de la vegetación natural

Zonas a/.titudinaks de vegetación

Revisión a la vegetación del mundo

En Jos capítulos iniciales explicamos los efectos del in­ cremento de Ja altitud sobre Jos factores climáticos, parti­ cularmente en la temperatura del aire y Ja precipitación, y sobre Jos suelos. La vegetación también responde a u n incremento e n J a altura , tal como indicábamos en el caso de la transición de Ja pluviisilva al bosque de montaña en bajas latitudes. Para acabar de redondear este concepto, volvemos de nuevo al clima seco de latitudes medias del sudoeste de los E E . U U . , pues allá Ja zonación de Ja vegetación es particularmente notable. La figura 26.31 muestra las zonas de vegetación del altiplano del Colorado, región del norte de Arizona y estados contiguos. Los nombres de las diversas zonas, puntos relevantes, _tipos de árboles dominantes en los bosques y precipitación total anual, están reflejados en la figura. Los ecólogos han designado a cada una de las zonas biológicas con nombres que sugieren Ja semejanza de éstas con aquellas regiones latitudinales que se en­ cuentran en u n viaje hacia el Polo siguiendo Ja línea de Jos meridianos. La zona hudsoniana, entre 2 .900 y 3 .500 m, está formada por u n bosque aciculifolio, seme­ jante en sus rasgos generales al bosque boreal aciculifo.­ lio de Ja zona subártica. El ilielo que se encuentra bajo este tipo de bosque es el spodosol. A medida que nos aproximamos al límite del bosque o del arbolado, el bosque de coníferas va tomando unas formas raquíticas disminuyendo en altura y adquiriendo formas arbustivas ( Lámina M.6) . Sobre el límite del arbolado hallamos u na zona de tundra alpina. El límite de las n ieves permanentés se encuentra entre 3 .500 y 4 .000 m, en latitudes medias, que es naturalmente mucho más bajo que en el Ecuador.

E l tema que ha preponderado en este capítulo ha sido el de Ja estructura de Ja cobertura vegetal natural como respuesta a las características del medio, que vienen regi­ das por el clima. Cada una de las formas biológicas, amparadas por las plantas verdes, tiene u na capacidad para sobrevivir, y un límite de supervivencia. Los bosques existen donde el medio es más favorable a la producción neta de Ja biomasa debido a una abundancia de calor y agua en el suelo durante Ja larga estación del crecimien­ to. Donde el agua del suelo es escasa pero la cantidad de calor es adecuada, el bosque da paso a Ja estructura sabaniforme en Ja qu� los arbustos y las hierbas prepon­ deran sobre el árbol ( figura 26.32 ) . La sabana arbolada, o en parque , grada hacia Ja pradera, y ésta, a su vez, hacia el desierto, donde solamente aquellas plantas susceptibles de sobrevivir a Jos largos períodos de sequía habitan este medio. Por otro lado, siguiendo hacia latitudes más elevadas y por tanto más frías, donde el suministro calorífico es más reducido, por debajo del nivel óptimo, el bosque da paso a la tundra ártica. Aquí, la vegetación lucha contra los efectos de una prolongada solidificación del agua del suelo, y tan sólo poseen u n corto y frío período anual de crecimiento. Hemos encontrado una significativa correspondencia de Ja estructura de Ja vegetación con un tipo de suelo, puesto que los procesos de formación de Jos suelos están también dominados por el clima. Pero Jos procesos orgá­ nicos también configuran el carácter del suelo, de modo que la estrecha asociación de la vegetación con las forma­ ciones y con los tipos de suelos son, en cierta medida, el resultado de una interacción.

Revisión a la vegetación tkl mundo

475

Epilogo

Nuestro estudio de geografía física ha llevado consigo los cuatro grandes ingredientes que definen el medio físico: clima, morfología, suelos y vegetación. De estos cuatro, dos de ellos, el clima y la geomorfología, sirven como factores fundamentales de control sobre los suelos y la vegetación. El clima es básico, pues provee el aporte de calor y de agua de la biosfera, donde se forma el suelo y donde se desarrollan las plantas, junto con sus diferentes formaciones. La morfología añade otra dimensión de variación den­ tro de las grandes regiones climáticas. Los procesos geo­ lógicos juegan un papel independiente e importante en la evolución geomorfológica terrestre a través de la activi­ dad tectónica y volcánica que han configurado los conti­ nentes y sus grandes unidades geomorfológicas. Las gran­ des y jóvenes cadenas montañosas afectan profundamen­ te las divisiones climáticas de los continentes debido a su papel como barrera (orográfica) a las lluvias. El clima, a su vez, es un poderoso factor en la configuración de las formas terrestres. Desde este punto de vista, cada uno de los medios del globo tiene algunas características en el paisaje que ha sido infundido por el clima mediante unos determinados aportes de calor y agua, los cuales varían la calidad del suelo y su cobertura vegetal. Quizás la imagen más divulgada en nuestro estudio de geografía física sea la enorme variedad a lo largo del planeta en la calidad del medio, juzgado en términos de recursos vegetales y del potencial para la producción de alimentos vegetales para el consumo humano. Puede resultar algo desconcertante el considerar que enormes regiones del interior/de los continentes son casi total­ mente desérticas, tanto por su extraordinaria sequedad, o por ser demasiado frías para sostener poblaciones huma­ nas. En las vastas regiones del desierto del Sáhara o las extensas llanuras de la Antártida, la familia media ameri­ cana solamente podría estar viviendo, como mucho, unos pocos días sin el aporte de calor y agua, o ambas cosas, traídos desde medios más favorables. Otra impresión que puede haber quedado tras nuestro estudio es que la gran familia de la humanidad ha realiza­ do un notable y pormenorizado esfuerzo en la explota­ ción de los medios favorables del globo. Para ciertos

476

climas y ciertos tipos de veget1ción hemos hecho una valoración del panorama existente, a fin de incrementar la producción de alimentos utilizando aportes masivos de agua mediante la irrigación, aplicando abonos, y utilizan­ do combustible y pesticidas en concordancia con los más recientes logros genéticos de razas de los cultivos más corrientes y lo mejor en técnicas de manipulación. La interacción de los hombres con el medio natural ha sido, también, un tema frecuente en nuestro estudio geo­ gráfico. Ello constituye sin duda el centro de la geografía como ciencia -un estudio de la ecología humana y la variación espacial de sus más distintos ingredientes. Mu­ chas formas de interacción parecen perjudiciales al me­ dio natural y se convierten en una amenaza para las fuentes de agua y alimentación sobre las que tanto el Hombre como los demás seres vivos dependen. Cerrando este estudio apuntábamos que la geografía física puede aportar un importante punto de vista a la ciencia, necesa­ rio, en último término, para analizar los problemas del medio desde una perspectiva coherente. Disponiendo de enormes suministros de energía y con una tecnología de alto nivef, la civilización del siglo XX tiene un campo de elección muy amplio del medio a ocupar. No se puede hallar un ejemplo más adecuado de este principio, llevado a su más descdmunal escala, a no ser que hablemos de la depresión de Los Ángeles, al sur de California. En un lugar sin cursos de agua dulce que estén fácilmente al alcance, en el que apenas se puede hablar de cuencas carboníferas, donde sólo existen unas pequeñas reservas locales de petróleo y gas natural ex­ plotadas desde hace unas cuantas décadas, y donde, final­ mente, no existe un buen puerto natural; en este lugar se ha erigido una gran metrópolis. La importación de agua mediante acueductos construidos a gran escala, solventa­ ron el problema del agua; los barcos y los oleoductos resolvieron el problema del combustible; y las líneas de ferrocarril y de transporte por carretera acabaron con el problema de la alimentación; por último, la maquinaria de construcción y las bombas de dragado hicieron posi­ ble la construcción de un puerto. El ejemplo más extremo de este tipo es el manteni-

Epaogo

miento de la habitabilidad humana sobre las plataformas heladas del casquete de la Antártida. Si una nación elige subvencionar el elevado coste que supone enviar por barco y avión toda la alimentación, combustible, materia­ les de construcción ... necesarios para mantener a un gru­ po de hombres en buenas condiciones, aun en el más severo de los medios del planeta no estará vedada la ocupación al hombre. En la medida de que el coste de la tecnología se eleva constantemente, la distribución de los recursos nacionales de tales proyectos va llamando cada vez más la atención, en términos de los beneficios que de ella se puedan derivar. A pesar de las fluctuacio­ nes en los precios de mercado y las variaciones en cuanto a la existencia de petróleo, desde el déficit al exceso, una perspectiva a largo plazo es la del consumo total de los recursos no renovables de la corteza terrestre. De este modo, para superar las graves deficiencias del medio por falta de energía y tecnología, debemos pagar a largo plazo este incremento al más elevado precio. ¿No sería prudente, de hecho, ser optimistas ante los beneficios de aquellos medios naturalmente favorables en el que el sol provee de una interminable fuente de energía, mientras que tanto el calor como el agua son recibidos abundante­ mente por el suelo bajo un +:lima favorable? Finalmente debemos anotar un factor que interviene con fuerza creciente en las decisiones de las directrices

Epílogo

en las que se habrá de desarrollar la actividad humana. Durante la Revolución Industrial y su difusión junto con la expansión colonial europea y el crecimiento de las modernas naciones industrializadas, la actividad humana estaba regida por motivos autocomplacientes -una mejo­ ría de la forma de vida y la adquisición de riqueza y poder. La destrucción del medio natural y de sus ecosis­ temas procedieron sin impedimento alguno hasta bien llegada la mitad del siglo XX, con tan sólo unas pocas voces, durante este· largo período de tiempo, que se alzaban alarmantes o en protesta. Actualmente, sin embargo, existe una gran conciencia ciudadana que se levanta a fin de preservar los fragmen­ tos restantes de los últimos ecosistemas intactos. Ciertas actividades que en su día fueron aceptadas, hoy han sucumbido bajo duras críticas. La declaración de nuevos parques naturales y áreas de reserva salvaje constituyen un ejemplo de unas voces libres guiadas por la única filosofía de preservación del medio ambiente. Otro ejem­

plo más reciente es la crítica levantada contra los planes de destrucción de las selvas del Amazonas y su substitu­ ción por tierras de cultivo y ciudades. Quizá con el tiempo (y si no es demasiado tarde) prevalecerán las fuerzas que luchan por la preservación del medio sobre aquellas que permiten la eliminación del bioma selvático de la faz de la tierra.

477

Apéndice I

Definiciones y lítnites de los clitnas

La siguiente tabla resume las definicionesy los límites de los tipos y subtipos climáticos basados en el balance hídrico del suelo, tal como se explicó en el capítulo 10,y tal como se representa en el mapa climático del mundo, Lámina C.2. Todas las definicionesy límites son provisio­ nales (véase capítulo 10 para las definiciones de los símbolos utilizados) .

Grupo

l.

Climas de bajas latitudes

l. Clima lluvioso ecuatorial

Ep S

;;;.. 10 cm en cada mes,y ;;;..20 cm en diez meses o más

2. Clima monzónicoy de vientos alisios en el litoral . cm en cada mes, o Ep ;;;.4 Ep > 130 cm total anual, o ambas cosas, y S ;;;..20 cm en 6, 7, 8 o 9 meses consecutivos, o si S > 20 cm en diez meses o más, entonces Ep,,;;; 10 cm en 5 meses consecutivos o más 3. Clima tropical secoy húmedo O ;;;..20 cm, y ;;;..10 cm, y R Ep ;;;.. 130 cm total anual, o Ep;;;.4 . cm en cada mes, o ambas cosas, y S ;;;..20 cm en 5 meses o menos, o como mínimo S < 3 cm

4. Clima tropical seco O R Ep

;;;..15 cm,y = O, y ;;;..130 cm total anual, o Ep;;;..4 cm en cada mes, o ambas cosas

Subtipos de los climas secos (4, 5, 7, 9) Subtipo semiárido (subtipo de estepa) s al menos 2 meses con S;;;..6 cm sd Subtipo semidesértico (transición entre estepay desierto) menos de 2 meses con S> 6 cm, y al menos 1 cm S > 2 cm Subtipo desértico d ningún mes con S > 2 cm

478

Grupo

JI.

Climas de latitudes medias

5. Clima seco subtropical O ;;;.. 15 cm, y R O cm,y Ep < 130 cm total anual,y Ep ;;;.. 0,8 cm en cada mes, y Ep < 4 cm en 1 mes (subtipos 5s, 5sd, 5d, definidos todos ellos como en

4)

6. Clima subtropical húmedo O < 15 cm cuando R=O cm, y Ep < 4 cm en al menos 1 mes, y Ep ;;;..0,8 cm en cada mes Subtipos de Jos climas húmedos (6, 8, 10, 11, 12) sh Subtipo subhúmedo 15 cm>O> O cuando R=O, o O > R cuando R> O h Subtipo húmedo R;;;.O . , l cm,y R>O, y R < 60 cm p Subtipo perhúmedo R> 60 cm 7. Clima mediterráneo o ;;;..15 cm,y R ;;;.O . cm,y Ep ;;;.. 0,8 cm en cada mes, y el índice de reserva > 75 %, o P/Er X 100 < 4 0 % Subtipos 7s, 7sd definidos como en 4, y 7h subtipo húmedo R>15 cm 8. Clima marítimo de costa Oeste O < 15 cm,y Ep < 80 cm total anual, y Ep ;;;..0,8 cm en cada mes (subtipos 8sh, 8h, 8h, 8p, definidos como 6) 9. Climas secos de latitudes medias O ;;;.. 15 cm, y R =O, y Ep ,,;;; 0,7 cm en al menos 1 mes, y Ep > 52,5 cm total anual (subtipos 9s, 9sd, 9d, definidos como en 4)

Apéndice 1

10. Clima continental húmedo D < 15 cm cuando R = O y Ep .,;;;; 0,7 cm en al menos 1 mes, y Ep > 52,5 cm de total anual (Subtipos lOsh, lOh, lOp, definidos como en 6)

Grupo

111.

Climas de altas latitudes

11. Clima de bosques boreales 52,5 cm > Ep > 35 cm total anual, y Ep =O en menos de 8 meses consecutivos

Definiciones y límites

Subtipos 11 s Subtipo seco, D > 15 cm (Subtipos húmedos llsh, l lh, definidos como en 6) 12. Clima de tundra Ep < 35 cm total anual, y Ep =O en 8 o más meses consecutivos Subtipos l ls subtipos seco, D > 15 cm (Subtipos húmedos 12sh, 12h, definidos como en 6) 13. Clima de casquete glaciar Ep =O en todos los meses

479

Apéndice 11

Subórdenes de la taxononiía del suelo

Hay 47 subórdenes dentro de la taxonomía de suelos. Los nombres de los subórdenes se combinan con una serie especial de elementos formativos, expuestos en la tabla A.II.1, con los elementos formativos de los órdenes de suelos (véase tabla 23.1). Cada suborden dentro de cada orden están dispuestos más abajo junto con una breve descripción de cada uno de ellos y, además, las equiva-

Tabla A.11.1.

Elementos formativos

Elementos formatil'OS en la nomenclatura de los subórdenes de suelos Origen

Alb And

L. Albus, blanco Modificación de

Acu Ar Arg

L. Aqua, agua

Bor Ferr Fibr Fluv Fo! Hem Hum Ocr Orth Plagg Psamm Rend

Andosol

L. Arare, cultivar

L. Argilla, arcilla blanca

Gr. Boreas, septentrional L. Ferrum, hierro L. Fibra, fibra L. Fluvius, río L. Folia, hoja Gr. Hemi, mitad

Palabras mnemotécnicas albino

acuario arado arcilla boreal ferroso fibra fluvial foliar hemisferio

L:-ttumus, tierra Gr. Ochros, pálido Gr. Orthos, verdad Ger. Plaggen, ."sod" Gr. Psammos, arena De Rendzina un orden de suelo del sistema de clasificación USDA 1938

humus ocre ortodoxo

Sapr

Gr. Sapros, podrido

saprolito

Torr.

L. Torridus, caluroso ·y seco

tórrido

Ud

L. Udus, húmedo L. Umbrus, sombra L. Ustus, quemado Gr. Xeros, seco

Umbr Ust Xer

480

lencias aproximadas con los grandes grupos de suelos del sistema de clasificación U SDA 1938 (Marbut), ex­ puesto en el capítulo 23. La figura A.II.1 es un mapamundi de suelos de acuerdo con la Taxonomía de Suelos de la SCCS. La leyenda de este mapa denomina los subórdenes de los suelos, y ofrece los subtipos dentro de cada uno de ellos mostran-

Connotación Presencia de un horizonte álbico Parecido con los suelos Ando de Indonesia, formados a partir de cenizas volcánicas Régimen hídrico del suelo acuico Horizontes mezclados por la acción del arado Presencia de un horizonte argílico Formado en climas fríos Presencia de hierro Materia orgánica muy poco descompuesta Formados sobre los depó�tos de los lechos de inundación Capa de lecho forestal Estadio intermedio de descomposición de la materia orgánica Presencia de materia orgánica Presencia de un epípedon ócrico Suborden común Presencia de un epípedon plaggen Textura arenosa

Alto contenido en carbonatos

sombra combustión xerofito

Estadio de descomposición de materia orgánico muy avanzado . Régimen hídrico del suelo tórrico Régimen hídrico del suelo údico Presencia de un epípedon úmbrico Régimen hídrico del suelo ústico Régimen hídrico del suelo xérico

Apéndice JI

do las asociaciones con otros subórdenes y otros grandes grupos de suelos. La figura A.II.2 corresponde a un mapa de los Estados Unidos y sur del Canadá en el que se representan los subórdenes de suelo y sus asociaciones con grandes gru­ pos. Obsérvese que la leyenda de este mapa emplea un sistema de designación diferente de los subtipos utiliza­ dos en el mapamundi de suelos.•

Entisoles (El) son entisoles de lugares húmedos (régimen Ácuico). Son predominantemente de color gris y están estratificados, o están saturados con agua durante todo el tiempo. Los .acuents comprenden algunos suelos antiguamente denominados suelos glei poco húmicos. Arents son entisoles con fragmentos reconocibles proce­ dentes de horizontes pedogénicos que han sido mez­ clados por un arado profundo, o cualquier otra pertur­ bación proveniente del Hombre. Fluvents son entisoles formados a partir de un aluvión reciente, raramente saturado de agua, generalmente estratificado, y con un p�rfil de color marronáceo o rojizo -al menos en los p'rimeros 50 cm superiores- y con una textura franca o arcillosa en alguna parte del primer metro de profundidad. Los fluvents incluyen algunos tipos de suelos antiguamente llamados suelos aluviales en la clasificación USDA 1938. Orthents (E2) son entisoles formados sobre superficies recientemente erosionadas. Tienen a poca profundi­ dad roca consolidada o materiales no consolidados, como el loess, y tienen una textura franca, arenosa o arcillosa en alguna parte dentro del primer metro de suelo. Los orthents incluyen algunos suelos antigua­ mente conocidos como Litosoles en la clasificación de Marbut. Los Psamments (E3) son entisoles de textura arenosa (arenas y arenas franca) en el primer metro de perfil. El substrato es generalmente dunas de arena, o bien . arena de playa. Los Psamments incluyen algunos sue­ los antiguamente conocidos como arenas en la clasifi­ cación USDA 1938.

Acuents

lnceptisoles Los Andepts tienen un horizonte superficial oscuro en general; son ricos en humus y sílice amorfo (alóctono) y poseen además un elevado CIC. Los andepts están formados principalmente sobre depósitos recientes de cenizas volcánicas. Un ejemplo de ello lo constituyen los andepts de las islas Hawai, donde la actividad vol­ cánica va en aumento. Los Acuepts son inceptisoles de los emplazamientos hú­ medos (régimen Ácuico). Poseen un epípedon mólli­ co o hístico de color gris o negro, un subsuelo gris, y están estacionalmente saturados de agua. Los acuepts

incluyen algunos suelos antiguamente denominados suelos de Tundra y algunos de los Suelos gley húmicos y suelos gley poco húmicos de la revisada clasificación USDA 1938. Los Ocrepts poseen un horizonte pardusco (epípedon ócrico) de materiales alterados en zonas próximas o en la propia superficie. Los ocrepts se encuentran en los climas de latitudes medias y altas latitudes. Compren­ den los suelos antiguamente conocidos como suelos pardos forestales ele la clasificación USDA 1938. Los Plaggepts son inceptisoles con un epípedo plaggen -un grueso horizonte superficial de materiales aporta­ dos por el Hombre a través de su largo poblamiento y continua utilización-. Muchos se encuentran en Euro­ pa y en las Islas Británicas. Los Tropepts son inceptisoles de las bajas latitudes. Po­ seen un horizonte pardusco o rojizo formadO'por mate­ rial alterado en la superficie (epípedon ócrico). Co­ rresponden con algunos suelos clasificados antiguamen­ te como latosoles en la clasificación de 1938 USDA. Los Umbrepts son inceptisoles con un horizonte superfi­ cial ácido y oscuro (epípeüon úmbrico o móllico) de más de 25 cm de espesor. Contiene arcillas cristalinas y posee un color pardo. Se puede hallar en los climas húmedos de latitudes medias y en los climas de altas latitudes. Los Umbrepts eran conocidos como suelos forestales pardos, suelos de prados alpinos y suelos de fundra en la antigua clasificación americana.

Histosoles Los Fibrists son histosoles compuestos en su mayoría de Sphagnum o están saturados de agua gran parte del año, o bien están drenados artificialmente y entonces están compuestos de restos vegetales reconocibles, tan finamente descompuestos que cualquier tratamiento no altera la estructura de las fibras. Estos suelos se incluían dentro de las turbas del sistema USDA 1938. Los Folists son histosoles formados con un drenaje bueno y consisten en lechos forestales dispuestos sobre subs­ trato rocoso. Los Hemists son histosoles saturados con agua la mayor parte del año, o bien están drenados artificialmente y que tras la roturación conservan todavía entre el 10 y el 40 % de las fibras. Los hemists eran antiguamente in­ corporados al estiércol turboso en el sistema USDA 1938

Los Saprists son histosoles con agua durante gran parte del año, o bien están drenados artificialmente, y tan descompuestos sus restos orgánicos que después del roturado sólo permanece un 10 %, en volumen, de las fibras. Estos suelos eran conocidos como estiércol en la clasificacion USDA.

Oxisoles son oxisoles de los lugares húmedos (régimen ácuico). Su color es predominantemente gris, o con manchas rojas y grises a lo largo del perfil, y están estacionalmente saturados de agua. Los acuox com­ prenden los suelos lateríticos con aguas de saturación que antiguamente formaban parte del sistema de clasi­ ficación de la USDA. ',os Humox son oxisoles de las regiones relativamente húmedas y frescas, cuya característica principal es que presentan grandes acumulaciones de carbono orgáni­ co. Los humox se pueden encontrar en los altiplanos;

Acuox ' Gran parte de definiciones y de las siguientes a lo largo del Apéndi­ ce l corresponden a citas seleccionadas o parafraseadas de una de las

(1) Guy D. Smith, The Soil Orders of tbe Classification Used in the U. S.A., Romanian Geological

dos fuentes que adjuntamos a continuación:

lnstitute, Technological and Economic Bulletin, Series C -Pedology nº

18,

pp.

509- 531, 1970.

El Dr. Guy D. Smith es el primer director del

Servicio de Investigación del Suelo del Soil Conservation Service, del U.S.

Department of Agriculture.

Gallup,

Soils of tbe World,

(2)

Roy W. Simonson y Darrell L.

estudio inédito, l 972. Este material ha sido

utilizado con permiso de los autores.

Subórdenes de la taxonomía del suelo

481

SUELOS DEL MUNDO Sistema Completo de Clasificación de los Suelos, de Estados Unidos (U.S. Compretrensive Soil Classi­ fication System). Basado en datos del Soil Conservation Service, U.S. Dept. of Agriculture.

CLAVE PARA LOS ÓRDENES DE SUELOS•: S Spodosoles (con sus emparentados Histosoles, H)

A

5o��-+-���-+-���r-��--+���-'-�-�--+ 1ood' 050

Alfisoies Al Boralfs (con los emparentados Histotoles, H) A2 Udalfs (con los relacionados lnceptisoles, Entisoles, E)

1,

/

y

o

500

1000

1500MILLAS

Proyección homolosenoidat de Goode.

Mapa base de Goode. Copyright por la Universidad de Chicago. Utilizado bajo permiso del Departamento de Geografía

A3 Ustalfs (con los relacionados lnceptisoles, I, y Entisoles, E)

-



40º

STE ESTE

20º

20º

A4 Xeralfs (con los relacionados Entisoles, E)

1,

o s-. ��f--��-+���-+���+-��� 1--��-+���-1 �="��

y

u

Ultisoles (con los relacionados lnceptisoles•. Entisoles, E)

o

Oxisoles (con los relacionados lnceptisoles, I, y Entlsoles, E)

V

Vertlsoles

M

Mollisoles (con los relacionados Entisoles, E, e lnceptisoles,

D

Arldisoles (con los relacionados Entisoles, E, e lnceptisoles,

12

Criacuepts (con los relacionados Histosoles, H, y Entisoles, E)

X,

1)

Suelos de áreas montañosas (Xl-XS) Campos de hielo accidentadas

(Z2)

(Zl).

140º

FIGURA A.11.1. Mapa mundial de suelos de acuerdo con el Sistema Completo de Clasificación de los Suelos, de Estados Unidos. (U.S. Department of Agriculture.)

1)

Z

120º

montañas

•Para completar la leyenda del presente mapa, ver la página siguiente.

482

Apéndice 11

Subórdenes de la tax
483

� QI) �

,�

U2S

Hawaii

i� :::=

100 km L.....J

�ix

U2S

��"

FIGURA A.11.2. Mapa de órdenes y subórdenes de suelos de los Estados Unidos y sur del Canadá. La leyenda se encuentra en la página posterior. (Soil Conservation Service. U.S. Department of Agriculture.)

O

500 km

Hl5T050LE5

ALFl50LE5 �



i .,

� S'

a

ACUALFS

A1a-Acualfs con Udalfs, Haplacuepts, Udolls; sobre suaves pen­ dientes. BORALFS A2a-Boralfs con Udipsamments e Histosoles; sobre suaves y mo­ deradas pendientes. A25-Crioboralfs con Borolls, Criocrepts, Criorthods y afloramien­ tos rocosos; pendientes abruptas.

1

UOALFS

t i

LJSTALFS

�·

O'

HISTOSOLES

A3a-Udalfs con Acualfs, Aquolls, Rendolls, Udolls y Udults; pen­ dientes suaves a moderadas.

A4a-Ustalfs con Ustacrepts, Ustolls, Usterts, Ustipsamments y Ustorthents; sobre pendientes suaves a moderadas. XERALFS

A551-Xeralfs con Xerolls, Xerorthents y Xererts; pendientes mo­ deradas a abruptas. A552-5ubgrupos Ultic y litic de los Haploxeralfs, con Andepts, Xerults, Xerolls y Xerocrepts; pendientes abruptas.

ARIDl50LE5 ARGIOS

Dl a-Argids con Orthids, Orthents y Psamments y Ustolls; pen­ dientes suaves a moderadas. Dl 5-Argids con Orthids, pendientes suaves; y Torriorthents, en pendientes que varían de moderadas a abruptas.

Hla-Hemists con Psammacuents y Udipsamments; pendientes suaves. H2a-Hemists y 5aprists con Fluvacuents y Haplacuepts; pendien­ tes suaves. H3a-Fibrists y Hemists con Psammacuents; pendientes suaves . INCEPTl50LE5 ANDEPTS

11a-Criandepts con Criacuepts, Histosoles y tierras rocosas; pen­ dientes suaves y moderadas. 1151-Criandepts con Criocrepts, Criumbrepts y Criorthods; pen­ dientes abruptas. 1152-Andepts con Tropepts, Ustolls, Tropofoists; pendiente mo­ derada a abrupta.

D2a-Orthids con Argids, Orthents y Xerolls; pendientes entre suaves y moderadas. D25-0rthids, en pendientes entre suaves y abruptas; con Argids, en pendientes suaves; subgrupos líticos de los Torriorthents y Xerorthents, ambos en lugares abruptos.

ENTl50LE5

12a-Haplacuepts con Acualfs, Acuolls, Udalfs y Fluvacuents; pen­ diente suave. 12P-Criacuepts con grandes grupos criico de los Orthents, Histo­ soles y Ocrepts en lugares con pendiente de suave a abrupta. ÜCREPTS

13a-Criocrepts con grande; grupos criico de los Acupts, Histoso­ les y Orthods; pendientes suaves a moderadas. 13b-Eutocrepts con Uderts; pendientes sl}aves. 13c-Fragiocrepts con Fragiocuepts, pendientes suaves y modera­ das; y Distrocrepts en pendientes abruptas. 13d-Distrocrepts con Udipsamments y Haplorthods; pendientes suaves. 135-Distrocrepts en pendientes abruptas; con Udalfs y Udults en pendientes suaves y moderadas.

ÜRTHENTS

E2a-Torriorthents en lugares abruptos, con subgrupos borollic de los Aridisoles; Usterts y los subgrupos aridico y vertico de los Borolls; pendientes suaves a moderadas. E2b-Torriorthents con Torrerts; pendientes suaves a moderadas. E2c-Xerorthents con Xeralfs, Orthids y Argids en pendientes sua­ ves. E251-Torriorthents, en pendientes abruptas; y Argids, Torriflu­ vents, Ustolls y Borolls, en pendientes suaves. E253-Criorthents con criopsamments y Criandepts en pendienres entre suaves y abruptas. PSAMMENTS

� OD VI

E3a-Quartzipsamments con Acuults y Udults; en pendientes sua­ ves o moderadas. E3b-Udipsamments con Acuolls y Udalfs; pendientes suaves o moderadas. E3c-Ustipsamments con Ustalfs y Acuolls; pendientes suaves a moderadas.

M5a-Xerolls con Argids, Orthids, Fluvents, Crioboralfs, Criobo­ rolls y Xerorthents en pendientes entre suaves y moderadas. M55-Xerolls con Crioboralfs, Xeralfs y Xerorthents y Xererts; pen­ dientes moderadas a abruptas.

5POD050LE5 Acuoos 51a-Acuods con Psammaquents, Acuolls, Humods y Acuults; pendientes suaves. ÜRTHOOS

52a-Orthods con Boralfs, Acuents, Orthents, Psamments, Histo­ soles, Acuepts, Fragiocrepts, y Dístrocrepts; pendientes suaves a moderadas. 5251 -Orthods con Histosoles, Acuents y Acuepts; pendien­ tes moderadas a abruptas. 5252-Criorthods con Histotoles; pendientes moderadas a abrup­ tas. 5253-Criorthods con Histosoles, Andepts y Acuepts; pendientes entre suaves y abruptas.

ULTl50LE5 ACUULTS Ula-Acuults

con Acuents Histosoles, Udults; pendientes suaves.

14a-Haplumbrepts con Acuepts y Orthods en pendientes suaves y moderadas. 145-Haplumbrepts y Orthods en pendientes abruptas; con Xerolls y Andepts en pendientes suaves. MOLLl50LE5 AQUOLLS M1a-Acuolls con Udalfs,

Fluvents, Udipsamments, l.lstipsam­ ments, Acuepts, Eutocrepts y Borolls; en pendientes suaves.

ACUENTS

El a-Aquents con Quartzipsamments, Acuepts, Acuolls y Acuods; pendientes moderadas.

XEROLLS

ACUEPTS

UMBREPTS

ÜRTHIOS

M4c-5ubgrupos arídico de los Ustolls con Ustalfs, Orthids, Ustíp­ samments, Ustorthents, Ustocrepts, Torriorthents, Borolls, Us­ tolls y Usterts; en pendientes suaves a moderadas. M45-Ustolls con Argids y Torriorthents; pendientes moderadas a abruptas.

UOOLLS M3a-Udolls con Acuolls, Udalfs, Acualfs, Fluvents, Psamments,

Ustorthents, Acuopts y Albolls; pendientes suaves a modera­ das. USTOLLS M4a-5ubgrupos udico de los Ustolls, con Orthents; Ustocrepts, Usterts, Aquents, Fluvents, y Udolls; pendientes suaves a mo­ deradas. M4b-5ubgrupos típico de Ustolls con Ustalfs, Ustipsamments, Ustorthents, Ustocrepts, Acuolls y Usterts; pendientes suaves a moderadas.

y

HUMULTS U25-Humults con Andepts, Tropepts, Xerolls, Ustolls, Orthox,

Torrox y tierras rocosas; pendientes entre suaves y abruptas. LJOULTS U3a-Udults con Udalfs, Fluvents, Acuents, Quartzipsamments,

Acuepts, Distrocrepts, y Acuults; pendientes suaves a moder,;­ das. U35-Udults con Distrocrepts; pendientes moderadas a abruptas.

BOROLLS M2a-5ubgrupos údico de Borolls con Acuolls y Ustorthents; pen­

dientes suaves. M2b-5ubgrupos típico de Borolls con Ustipsamments, Ustort­ hents y Boralfs; pendientes suaves. M2c-5ubgrupos aridico de Borolls con los subgrupos borollico de Argids y Orthids y Torriorthents; pendientes suaves. M25-Borolls con Boralfs, Argids Torriorthents y Ustolls; pendien­ tes entre moderadas y abruptas.

Quartzipsamments

VERTl50LE5 UOERTS Vla-Uderts con Acualfs, Eutrocrepts, Acuolls y Ustolls; pendien­

tes suaves. LJSTERTS

V2a-Usterts con Acualfs, Orthids, Udifluvents, Acuolls, Ustolls y Torrerts; pendientes suaves. Áreas con suelos pequeños X 1-Llanuras salinas. X2-Terrenos rocosos (más campos con nieves permanentes y gla­ ciares). Tipos de pendientes Pendientes suaves: Pendientes principalmente inferiores a 1 O%, incluyendo niveles próximos. Pendientes moderadas: Principalmente pendientes entre 1O y 25 %. Pendientes abruptas: Pendiente superior a 25 %.

comprenden algunos suelos antiguamente denomina­ dos latoso/es rojinegros y algunos latoso/es húmicos de la anterior clasificación. Orthox, son oxisoles de regiones cálidas y húmedas con una corta estación seca o incluso sin ella (régimen perúdico). Estos suelos no están secos en ninguna parte del perfil más allá de 60 días consecutivos. Este tipo de suelos se extienden por toda la zona ecuatorial. Comprenden los antiguos latoso/es rojos y latoso/es ro­ joamarillos. Torrox, son oxisoles de regímenes hídricos arídico o

tórrico. Durante más de seis meses al año, este tipo de suelos está completamente seco en todo el perfil, y nunca están húmedos más allá de tres meses consecuti­ vos, además de que no presentan una coloración apre­ ciablemente oscurecida por el humus. Aunque se en­ cuentran en los climas secos, los torrox pueden haber­ se originado bajo un antiguo clima húmedo. Ustox, son oxisoles de régimen hídrico ústico. Tienen húmedo algún horizonte durante más seis meses, no consecutivos, al año, o más de tres meses consecutivos, pero presentan sequedad en algún horizonte durante -más de 60 días consecutivos (aproximadamente equi­ valente a los tres meses consecutivos de la estación seca). Los ustox están estrechamente identificados con el clima tropical seco y húmedo y comprenden los suelos antiguamente conocidos como latoso/es de bajo contenido húmico de la clasificación de la USDA 1938

lntisoles Acuults (U 1) son los ultisoles de los emplazamientos

húmedos (régimen Ácuico). Están estacionalmente sa­ turados de agua y poseen un color grisáceo a lo largo de todo el perfil. Algunos de ellos tienen unos epípe­ dons negros por encima de los subsuelos grises. Los acuults comprenden algunos tipos de suelos denomi­ nados en la antigua clasificación Suelos gley poco hú­ micos y gleys húmicos. Los Humults ( U 2) son ultisoles con grandes acumulacio­ nes de materia orgánica formados bajo unas condicio­ nes climáticas de elevada precipitación y bien distri­ buida a lo largo del año, en las latitudes medias y bajas. Este tipo de suelos comprenden a los antiguo.s suelos lateríticos pardo-rojizos y los latoso/es húmicos de la clasificación americana. Los Udults (U3) son ultisoles con regímenes hídricos del suelo de tipos údico y perúdico. Tienen cantidades de materia orgánica que oscilan entre moderadas y peque­ ñas; poseen además unos horizontes B rojizos o amari­ llentos y no tienen períodos, o los tienen cortos, en los que el suelo está seco. Los udults comprenden a los suelos podzólicos rojoamarillos y a los suelos lateríticos marrón rojizos de la revisada clasificación de Marbut. Los Ustults (U4) son suelos de regímen hídrico ústico en el que el suelo está seco durante una marcada estación sin lluvias. El régimen térmico de este suelo es gene­ ralmente térmico. Los ustults son parduscos o rojizos a lo largo del perfil y corresponden con algunos suelos denominados podzoles rojoamarillos del sistema USDA 1938. Los Xerults son ultisoles de los climas mediterráneos (7) con frescos y húmedos inviernos pero con veranos con pocas precipitaciones. Predomina en este tipo de suelo el régimen hídrico xérico. Su color varía del pardo al rojizo y se identifican con los antiguos Suelos pardos

486

no cálcicos y los podzoles rojoamarillos del antiguo sistema de la USDA 1938.

Vertisoles Torrerts son vertisoles del régimen tórrico. Presentan

grietas que permanecen abiertas la mayor parte del año, todos los años. Uderts (Vl), son vertisoles de régimen údico. Presentan agrietamientos que permanecen abiertos solamente durante cortos períodos en la mayoría de los años; menos de 90 días al año, y menos de 60 días consecuti­ vos. Los Usterts (V2) son vertisoles de régimen ústico con unas estaciones características secas y húmedas. Se extienden por las regiones de clima tropical seco y húmedo. Los agrietamientos del terreno permanecen abiertos más de 90 días al año, no consecutivos. Los Xererts son vertisoles de régimen xérico del clima mediterráneo. Las fisuras del suele. se cierran durante el invierno pero permanecen abiertas en verano cada año y durante más de 60 días consecutivos.

Alfisoles Acualfs son los alfisoles de los lugares húmedos (régi­

men ácuico). Son predominantemente grises a lo largo del perfil y están estacionalmente saturados con agua. Se clasificaban como suelo glei con vajo contenido en humus y los Planosoles de la antigua clasificación de la USDA 1938. Los Boralfs (Al) son alfisoles de los bosques boreales o de la alta montaña. Presentan un horizonte superficial gris, un subsuelo pardusco y están asociados con unas temperaturas del suelo medias anuales menores de 8 ºC. Eran denominados en la antigua clasificación sue­ los grises de arbolado.

Los Udalfs (A2) son alfisoles pardos, de régimen hídrico del suelo de tipo údico. Se ubican en regiones que no pre'sentan períodos, o los presentan cortos y en todo caso durante menos de 90 días en la mayoría de los años, que parte o todo el suelo esté seco. El bosque caducifolio era la vegetación típica de los udalfs, pero actualmente son suelos intensamente trabajados. Eran conocidos como Podzoles gris pardos. Ustalfs (A3) son alfisoles con régimen hídrico ústico; con largos períodos (más de �O días al año, en la mayoría de los años) con el suelo seco. Su coloración varía del pardo al rojizo (lámina L.4 F). Eran denominados en la antigua clasificación USDA 1938 como suelos pardo rojizos y suelos castaño rojizos. Los Xeralfs (A4) son alfisoles de régimen hídrico xérico, bajo climas mediterráneos, con atemperados y húme­ dos inviernos y secos veranos. Su color es pardusco o rojizo a lo largo del perfil. Su localización es en los valles costeros o interiores de la California central y meridional (figura 23.1). Eran denominados Suelos pardos no cálcicos.

Spodosoles Acuods (S2) son spodosoles de zonas húmedas (régimen

acuico), estacionalmente saturados con agua. Los hori­ zontes superficiales pueden ser negros o blancos, y carecen de óxidos de hierro libres. El horizonte B es negro, marronáceo o rojizo y puede estar compactado

Apéndice ll

o cimentado. Los acuods equivalen a los Podzoles con agua de saturación de la antigua clasificación de sue­ los de la USDA 1938. Lo Ferrods son spodosoles con drenaje libre de agua y presentan unos horizontes de acumulación de óxidos de hierro libres. Este suborden es extraño encon­ trarlo. Los Humods (S3) son spodosoles libremente drenados y en que, al menos en la parte superior del horizonte B, se da una acumulación de humus y aluminio, pero no de hierro. Se clasifican con los antiguos suelos podzóli­ cos.

Los Orthods (S4) son spodosoles libremente drenados y en los que el hierro, el aluminio y el humus se encuen­ tran acumulados en el horizonte B. Los orthods se extienden por Norteamérica y Europa. Este tipo de suelos se corresponden con los suelos podzólicos y los podzoles pardos de la antigua clasificación.

Mollisoles Albolls (Ml) son mollisoles con un horizonte cuya colo­

ración se sitúa entre gris blanquecina a blanca, que corresponde a un horizorl:te álbico, y que se sitúa por encima de un estrato de acumulación de arcillas que filtra el agua muy lentamente, por lo que los horizon­ tes superiores estarán saturados de agua en, por lo menos, una estación. Los albolls incluyen a los anti­ guos suelos conocidos como Planosoles y Solonetz so­ lodizados. Acuolls son mollisoles de régimen ácuico (se hall'an en

lugares húmedos). Presentan un primer horizonte o epípedon móllico de color negruzco que descansa so­ bre un horizonte B gris manchado; ambos están esta­ cionalmente saturados de agua (Lámina L.5. I). Inclu­ yen a los suelos gley húmicos, Solonchak carbonatocál­ cicos y algunos Solonetz de la antigua clasificación de Marbut. Borolls (M2) son mollisoles de llanuras semiáridas con inviernos fríos (estepas) o de las altas montañas (Lámi­ na L.5. 1). Tienen una temperatura media anual del suelo por debajo de los 8 ºC. Incluyen entre ellos a los Chernozem, a los suelos castaños y a los suelos pardos de la clasificación USDA 1938. Rendolls (M3) son mollisoles formados sobre substratos ricos en materiales calcáreos, y con más del 40 % de carbonato de calcio en algún horizonte en los 50 cm superficiales, pero, no obstante, no poseen un horizon­ te de acumulación de carbonato cálcico (Lámina L.5. K). Los rendolls se hallan en su mayoría formados bajo

Subórdenes de la taxonomía del suelo

climas húmedos y bajo vegetación forestal. Eran deno­ minados Rendzinas en la antigua clasificación. Los Udolls (M4) son mollisoles de régimen hídrico údico. Tienen tonalidades marronáceas a lo largo del perfil pero no tienen acumulaciones de carbonato cálcico en forma polvorienta (Lámina L.5. L). Incluyen a los anti­ guos suelos conocidos como suelos de pradera y bru­ nizems.

Los Ustolls (M5) poseen un régimen hídrico ústico, con largos períodos (más de 90 días a lo largo del año) en los que el suelo está seco. La mayoría de ustolls tienen un horizonte de acumulación de carbonato cálcico en forma polvorienta o blanda, iniciándose a una profun­ didad de 50 a 100 cm. (Este horizonte está rotulado con Cea en la Lámina L.5. M). A un metro de la superfi­ cie del suelo puede formarse un horizonte petrocálci­ co. Al sudoeste de los Estados Unidos este material es conocido como caliche (figura 23.6). Los ustolls inclu­ yen a los Chernozems y los suelos castaños y suelos pardos del antiguo sistema USDA 1938. Los Xerolls (M6) son mollisoles de régimen xérico bajo un clima mediterráneo con unos inviernos frescos y húmedos, y unos veranos sin precipitación apenas. los xerolls comprenden a los Brunizems, suelos castaños y suelos pardos de la clasificación de Marbut.

Aridisoles Los Argids (02) son aridisoles con un horizonte argílic (Lámina L.5. N) se han formado sobre superficies del Pleistoceno (Wisconsiniense) o más antiguas aún, por lo que se han desarrollado a lo largo de uno o más períodos del Pleistoceno pluvial (húmedo). La iluvia­ ción de los horizontes B se cree que pueden provenir de estos períodos húmedos. Los argids comprenden a algunos suelos conocidos como suelos desérticos y sue­ los desérticos rojos, y asociados con los Solonetz de la antigua clasificación. Los Orthids son suelos sin un horizonte argílic pero con uno o más horizontes pedogénicos que se extienden, al menos, hasta los 25 cm de la superficie, de forma que si es cultivado este tipo de suelos parte del hori­ zonte persiste (Lámina L.5. O). Una variedad de los orthids (Salorthids) está caracterizado por tener un horizonte sálico (horizonte de acumulación de sales). Este horizonte en la Lámina L.6 incluye algunos suelos llamados Suelos desérticos y Suelos desérticos rojos, Calcisoles y Sierozem en el sistema de clasificación de la USDA 1938.

487

Apéndice

111

Lectura de tnapas

Existen muchos métodos para representar adecuadamen­ te la superficie de la tierra en los mapas topográficos: sombreado plástico, tintas hipsométricas, normales y cur­ vas de nivel (véase la figura A.111.1). Los tres primeros métodos proporcionan un rápido impacto de las tres dimensiones, con lo que la mayoría de personas pueden apreciar el carácter esencial de las formas del relieve. Sin

embargo, estos métodos de representac1on del relieve resultan inadecuados porque no indican. Ja altitud sobre el nivel del mar de todos los puntos del mapa ni la inclinación de las pendientes. En cambio el método de las curvas de nivel proporciona esta información y por ello es el más utilizado en los mapas topográficos.

FIGURA A.111.1. El sombreado plástico combinado con las curvas de nivel realza el efecto visual del relieve. (Fragmento de la hoja topográfica a escala 1:24.000 de Kitzmiller, Md. W. Va del U.S. Geological Survey.)

488

Apéndice JI/

Sombreado plástico Los mapas que utilizan el sombreado plástico para repre· sentar el relieve se parecen mucho a fotografías tomadas de un modelo de plástico en relieve de la superficie de la tierra (figura A.III.1). El efecto del relieve se consigue con tonos grises o pardos aplicados de acuerdo con el método de la iluminación oblicua. Se imagina que los rayos de luz provienen de un punto del noroeste del firmamento, intermedio entre el horizonte y el cenit. Así, todas las laderas de cara al sureste reciben las sombras más intensas y son más oscuras donde la ladera es más escarpada (figura A.III.2). Los mapas realizados por el método del sombreado plástico se parecen a fotografías (figura A.III.3).

Tintas hipsométricas En su forma más simple, el método de las tintas hipsomé· tricas consiste en asignar un cierto color a una determi· nada intensidad de tono de un color a todas las zonas del mapa que corresponden a una altitud especificada. Los mapas de los atlas y los mapas murales representan gene­ ralmente las zonas bajas en verde, las zonas de altitudes medias en color ocre o pardo, y las altas montañas en marrón, rojo o violeta. Cada tono corresponde a unas alturas determinadas. Este método es efectivo para mapas a pequeña escala que se observen desde lejos.

FIGURA A.111.2. Métodos con que puede representarse el relieve. De arriba a abajo: ( 1) diagrama en perspectiva o esquema del terreno, (2) normales o hachuras, (3) curvas de nivel, (4) combinación de normales y curvas de nivel, y (5) sombreado plástico combinado con curvas de nivel. (Dibujos de E. Raisz.)

Lectura de mapas

FIGURA A.111.3. Una fotografía aérea vertical (arriba) es un tipo de mapa topográfico que muestra todos los detalles del relieve pero no proporciona información sobre la elevación. El mapa topográfico de curvas de nivel (abajo) cubre la misma área, representando un pequeño cañón lateral del Gran Cañón del Colorado. El norte está en la parte inferior del mapa y de la fotografía para dar a esta última la sensación de relieve. (U.S. Forest Service y U.S. Geological Survey.)

489

Normales Las normales (o hachuras) son líneas cortas y finas dis­ puestas una junto a otra en hileras más o menos paralelas. Cada normal se sitúa en la dirección de máxima pendien­ te y representa la dirección que seguiría el agua descen­ diendo por la superficie. Un sistema exacto de normales, adaptado a la representación de formas topográficas deta­ lladas en mapas precisos a gran escala, fue inventado por ]. G. Lehmann y fue muy utilizado en los mapas militares europeos durante el siglo XIX. En el sistema Lehmann la inclinación de una ladera viene indicada por el grosor de la normal (figura A.III.4). Como las normales no indican la elevación de los puntos de la superficie es necesario indicar las alturas de las colinas, intersecciones de carreteras, ciudades y otros puntos estratégicos. Esos números se denominan cotas. Sin ellas, un mapa de este tipo tendría muy poco valor práctico.

Curvas de nivel Una curva de nivel es una línea imaginaria sobre el terreno, en la que todos los puntos están a la misma

o

Curvas de nivel en una pequeña isla. (Dibujo de A. N. Strahler.)

FIGURA A.111.5.

altitud sobre el nivel del mar. Las curvas de nivel de un mapa son simplemente la representación gráfica de las curvas de nivel del terreno, trazadas para cada una de las altitudes establecidas, tales como 10, 20, 30, 40 o 50 m sobre el nivel del mar, o sobre cualquier otra base esta­ b lecida que se conoce con el nombre de nivel de refe­ rencia. La imagen resultante no sólo da una impresión visual al experto en la utilización de mapas, sino que también proporciona información exacta sobre las verda­ deras altitudes e inclinaciones. Para aclarar el concepto de las curvas de nivel imagíne­ se una pequeña isla, como la de la figura A.III.5. La línea de costa es una curva de nivel natural ya que une todos los puntos que tienen la altitud cero. Supongamos que el nivel del mar pudiera ascender exactamente 10 m (o que la isla pudiera hundirse 10 m exactamente); el agua quedaría a lo largo de la línea con la indicación "10". Ésta sería la curva de nivel de 10 m porque une a todos los puntos de la isla que están exactamente a 10 m por enciII).a de línea de costa original. Con ascensos sucesivos del nivel del mar, cada uno de 10 m justos por encima de anterior, se irían fijando las posiciones de las restantes curvas de nivel.

Equidistancia de las curvas de nivel

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5º - - -

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A30°

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- Negro

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Inclinación 45º

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Inclinación 30º

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Normal

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lncliri_ación 5º

FIGURA A.111.4. Arriba se representa un fragmento de la hoja de Metz a escala original. Este mapa es uno de la serie topográfica francesa 1:80.000, que utiliza normales de color negro. El sistema Lehmann, explicado debajo, varía el espesor de la línea normal de acuerdo con la inclinación del terreno.

490

La equidistancia de las curvas de nivel es; la distancia vertical que separa a dos curvas consecutivas. La equidis­ tancia es constante a lo largo de todo el mapa, excepto en casos especiales en que se utilizan dos o más equidistan­ cias en un mapa. Siendo fijas las equidistancias verticales de las curvas de nivel, la separación horizontal de las curvas varía con los cambios de pendiente de la zona. La regla general es que una aproximación de las curvas de nivel representa una pendiente fuerte; una separación representa una pendiente suave. La figura A.III.6 muestra una pequeña isla, en uno de cuyos extremos se encuentra un acantila­ do abrupto. Desde el punto B hasta la base A del acantila­ do, las curvas de nivel están agrupadas en una distancia horizontal pequeña y, por lo tanto, aparecen muy próxi­ mas en el mapa. Desde B hasta la costa en el punto C hay el mismo descenso vertical, pero siendo la pendiente más suave, la distancia horizontal es mucho mayor. La selección de la equidistancia depende a la vez del relieve del terreno y de la escala del mapa. Los mapas Apéndice 111

En la vertiente escarpada de esta isla las curvas de nivel aparecen más juntas. (Dibujado por A. N. Strahler.)

FIGURA A.111.6.

topográficos que representan regiones con relieves acu· sados requieren una equidistancia mayor, como 10, 25 o SO m; las regiones de relieve moderado requieren inter· valos de 2 o 5 m. Como la mayor parte ct'e la superficie terrestre e:ná modelada por cursos de agua que circulan por vall•�s, debe ponerse especial atención en el comportamiento de las curvas de nivel cuando atraviesan un valle. La figura A.111.7 es un mapa esquemático de curvas de nivel que representa varios torrentes con sus valles. Nótese que cada curva sufre una inflexión en forma de V, cuyo vérti· ce se halla en el torrente y señala en la dirección aguas arriba.

Determinación de altitudes por medio de las curvas de nivel La figura A.111.7 puede utilizarse para ilustrar la determi· nación de las altitudes. La del punto B es fácil de deter· minar, ya que se halla exactamente sobre la curva de 1.300 m. El punto C requiere una interpolación. Como se encuentra en el punto medio entre las curvas de 1.100 y 1.200 m, su altitud probablemente es la del valor medio del intervalo vertical, o sea 1.150 m. El punto D se

1 km

900 /

Los valles se reflejan en inflexiones en forma de V en las curvas de nivel. Las alturas vienen dadas en metros.

FIGURA A.111.7.

Lectura tk mapas

encuentra más o menos sobre la quinta parte de la distan· cia que va desde los 1.000 a los 1.100 m. Como la quinta parte de la equidistancia entre las curvas es de 20 m, el punto D tiene una altitud aproximada de 1.020 m. Si el terreno no es demasiado irregular, el error de la estima· ción será probablemente pequeño. La determinación de la altura de la cima, en el punto A, implica mayor inexac· titud. Es seguro que el punto de la cima se halla a más de 1.700 m y a menos de 1.800 m, pues la curva de 1.700 es la más alta que queda representada. Como dentro de la curva de 1.700 m se encierra una zona grande, puede suponerse que la cima se eleva a algo más de 1.700 m. Una aproximación nos situaría la altitud verdadera alre­ dedor de los 1.750 m. En muchos mapas topográficos está indicada la altitud de las cimas, cruces de carretera, puentes, ríos y lagos, con el valor en metros más aproximado. Estas cotas evitan el cálculo de las altitudes de los puntos clave. Las agencias oficiales, como el U. S. Geological Survey, determinan la altitud y posición de una serie de puntos de referencia. A estos puntos se les denomina vértices geodésicos. En los mapas indican la elevación más aproxi­ mada en metros.

Curvas de nivel de depresión Se utiliza un tipo especial de curvas de nivel donde el terreno presenta depresiones cerradas en forma de cube­ ta, que constituirían pequeños lagos si pudiesen llenarse de agua. Estas curvas son las curvas de nivel sombreadas o curvas de nivel de depresión. La figura A.111.8 es un esquema de una depresión en un llano suavemente on­ dulado. Debajo del esquema se encuentra el mapa de curvas de nivel correspondiente. Las curvas de nivel som­ breadas tienen las mismas altitudes y equidistancia de las curvas de nivel normales del mismo mapa.

Escala de los mapas La distancia entre dos puntos que aparecen en un mapa depende de la escala del mismo, es decir, la relación entre las distancias del mapa y las distancias reales sobre

i�Ff± rle i �t 10�

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O '---------====='-----------� _ __

Las curvas de nivel que cierran de forma circular representan depresiones o colinas.

FIGURA A.111.8.

491

E-=-3 2000

FIGURA A.111.9.

o �-· 3000

4000

5000

6000

7000

Pies

En una escala gráfica puede medirse directamente Ja distancia entre dos

puntos.

el terreno (capítulo 1). La fracción representativa de la escala se convierte a unidades convencionales de longi· tud. Por ejemplo, un mapa a escala 1:100.000 puede leerse "un centímetro representa un kilómetro". De esta forma, puede utilizarse una ordinaria escala en centíme· tros para medir las distancias del mapa. Muchos mapas de pequeñas áreas llevan una escala gráfica dibujada en uno de los márgenes del mapa. Se trata de una línea dividida en segmentos numerados (fi­ gura A.111.9). Las unidades utilizadas son las de distancia, ' tales como kilómetros o pies, yardas y millas. Para utilizar la escala gráfica se sitúa el borde de un trozo de papel a lo largo de la línea que debe ser medida sobre el mapa, y se marca la distancia en el borde del papel. Entonces se sitúa éste sobre la escala gráfica y se lee directamente la longitud de la línea.

muy espaciadas hay que tener ciertos criterios para dibu­ jar el perfil. La figura A.111.10 muestra dos perfiles, trazados ambos a lo largo de la misma línea XY. La diferencia consiste en el grado de exageración de la escala vertical. En esta ilustración, la escala del mapa es de 1 cm por cada 1.000 m, o 1: 100.000, mientras la escala vertical del perfil supe­ rior es de 1 cm por 100 m, o 1:10.000. La escala vertical es pues, diez veces mayor que la horizontal, y se dice que el perfil tiene una exageración vertical de diez veces. En el perfil inferior, la escala horizontal sigue siendo la misma pero .Ja escala vertical es de 1 cm por cada 200 m, o

Metros

10 000

Pe'fjiles topográjicos Para visualizar el relieve de un terreno pueden utilizarse perfiles topográficos. Son líneas que indican el ascenso y

descenso de la superficie del terreno a lo largo de una línea determinada que atraviesa el mapa. La figu­ ra A.111.10 muestra la construcción de un perfil. Se traza una línea, la XY, a través del mapa en la posición que se desee. Se coloca un papel pautado de forma que su borde coincida con la línea XY. Cada línea horizontal representa un nivel y se numeran a lo largo de su margen izquierdo. Empezando por la izquierda se traza una línea desde el punto a donde la curva de nivel del mapa corta a la línea del perfil XY, perpendicularmente a la horizontal <;le! nivel correspon· diente. Se señala así el punto a' en la línea horizontal. Luego se repite el procedimiento para la curva de nivel de 400 m en el punto b, y así sucesivamente, hasta que todos los puntos hayan sido trasladados. Se trazará enton­ ces una línea continua a través de todos los puntos, completando el perfil. Donde las curvas de nivel están

492

' aoo��� ' � ' -,-�.....--..., -,-.,....,. .---700i---,-��.-+----.�r-r.--,600t---i---T-....,..-,,,__--�'<-T.----.500 t---7--+->,_ 400 300 200 lOOt----O 0 '-----_ll.-"--------------------' Perfil 1

JOOO

������������r:���:;;������ 500 m------o

FIGURA A.111.10.

Escala horizontal 1: 100000 Escala vertical 1:20000

Exageración ve rtical

x

5

Perfil 2

Construcción de un perfil topográfico. Apéndice 111

1 :20.000. Por consiguiente, la exageración vertical es de cinco veces. Se necesitan a veces algunos grados de exageración vertical para poner de manifiesto los detalles de la topografía.

Mapas a gran escala y a pequeña escala La relación entr� dos escalas diferentes se obtiene deter­ minando cuál de las fracciones es mayor. Por ejemplo, una escala de 1:10.000 es dos veces más grande que una escala 1:20.000. Los mapas cuyas escalas van de 1:600.000 a 1:100.000.000 o menores se conocen como mapas a pequeña escala; aquellos cuya escala está comprendida entre 1:600.000 y 1:75.000 son mapas a escala intermedia, y aquellos cuya escala es superior a 1:75.000 son mapas a gran escala. Para representar con detalle la configuración de la superficie terrestre, es necesario emplear mapas a gran escala, y la parte de superficie terrestre representada en cada uno de ellos debe ser necesariamente pequeña. Un mapa topográfico de 40 a 50 cm, con una escala de 1:100.000 (1 cm=1 Km), representaría un área de 40 por 50, es decir, un área de �.000 km2. La mayoría de los mapas topográficos publicados por los diversos gobier­ nos para uso general tienen escalas comprendidas entre 1 :20.000 y 1 :50.000.

Relación entre escalas y áreas Suponiendo que dos mapas tengan las mismas dimensio­ nes y escala diferente, ¿cómo están relacionadas entre sí las áreas representadas por cada uno de ellos?. En la figura A.III.11 se muestran tres mapas de las mismas dimensiones pero con escalas respectivas de 1 :20.000, 1:10.000 y 1:5.000, respectivamente, de izquierda a dere­ cha. Aunque el mapa B tiene una escala dos veces mayor que el mapa A, representa un área igual a la cuarta parte de la representada por A. El mapa C tiene una escala c�atro veces mayor que la del mapa A, pero representa un área igual a una decimosexta parte de A. Por lo tanto, el área representada en un mapa de dimensiones fijas varía inversamente con el cuadrado de la variación de la esca­ la. Por ejemplo, si la escala se reduce a un tercio de su valor original, el área representada en el mapa queda multiplicada por nueve.

La orientación de los mapas la declinación de la brújula

y

Por convención, los mapas topográficos a gran escala están orientados de tal forma que el norte se encuentra en el límite superior del mapa y el sur en la parte infe­ rior. A

- - - - i-- _;. 20 000 :

B

e

.

FIGURA A.111.11. El área representada por un mapa disminuye a medida que aumenta su escala.

Lectura de mapas

FIGURA A.111.12. Que la declinación sea oriental u occidental depende de la posición del observador con respecto a los polos norte magnético y geográfico. (De A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed, Harper and Row editores, figura 7.10. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.)

El polo norte geográfico, hacia el cual convergen todos los meridianos, constituye un punto de- referencia deno­ minado norte verdadero o norte geográfico. Sin embargo, existe otro punto en la tierra, el polo norte magnético, hacia el que se orientan todas las brújulas (figura A.III.12). En 1980 el polo norte magnético estaba locali­ zado en los territorios del noroeste de Canadá justo al sur de la isla del Rey Christian, a 77 1/2º lat N y a 102ºlat W. Se está moviendo hacia el polo a una velocidad media de 24 km por año. Muchos mapas a gran escala llevan dibuja­ das en el margen dos flechas que parten del mismo punto. Una flecha indica el norte verdadero, la otra el norte magnético. La distancia angular entre las dos direc­ ciones se conoce como declinación magnética. La declinación magnética varía enormemente en las diferentes partes del mundo, dependiendo principalmen­ te de la posición relativa respecto a los polos geográfico y magnético. Las líneas que tienen la misma declinación sobre el mapa se denominan líneas isogónicas (figura A.III.13). La línea de declinación cero (línea agónica) atraviesa el este de Norteamérica. En cualquier lugar a lo largo de esta línea, la brújula señala hacia el norte geo­ gráfico verdadero y no es necesaria ninguna corrección. La declinación magnética cambia de un modo aprecia· ble con el paso de los anos. El cambio anual suele indicarse al margen del mapa.

Rumbos y azimut Al utilizar un mapa, se hace necesario con frecuencia conocer la dirección seguida por una carretera o un río o determinar la dirección que puede tomarse para localizar un objeto cualquiera con respecto a un punto de referen­ cia conocido. Con este fin, el observador determina el ángulo horizontal entre la línea del objetivo y una línea norte-sur. La unidad más utilizada para medir ángulos es el grado, trescientos sesenta de los cuales constituyen una circunferencia. Otros sistemas de medida, tales como la milésima (de las cuales hay 6.400 en un círculo com­ pleto), son a veces preferibles para aplicaciones espe­ ciales.

493

En este mapa isogónico la declinación se indica a intervalos de diez grados. (Basado en datos del U.S. Navy Oceanographic Office. Según A.N. Strahler, The Earth Sciences, 2ª ed., Harper and Row Publishers, figura 7.11. Copyright 1963, 1971 por Arthur N. Strahler.) FIGURA A.111.13.

Para fijar la orientación con respecto al norte pueden utilizarse dos sistemas. Los rumbos de cuadrante de la brújula son ángulos medidos hacia el este o hacia el oeste a partir del norte o del sur, según cuál de estos puntos cardinales sea el más próximo. En la figura N

N

w

E

S ?O'W s

s

A.III.14 A se muestran dos ejemplos. La dirección desde un punto dado a algún objeto del mapa se escribe "N49'E" o "S70'W". Los rumbos están siempre compren· didos entre los O' y los 90'. Los rumbos pueden ser magnéticos, con relación al norte magnético, o verdade· ros, con relación al norte geográfico. A no ser que se diga lo contrario, siempre se entenderá que un rumbo es ver· dadero. Los azimuts son utilizados por los organismos militares y en navegación aérea y marítima. Tal como se muestra en la figura A.III.14. B, los azimuts son ángulos medidos en sentido de las agujas del reloj a partir del norte y comprendidos por lo tanto entre O' y 360'. Los azimuts se miden tanto con respecto al norte magnétic0 como al 1orte verdadero y se denominan azimut magnético o izimut verdadero, respectivamente.

A. Rumbos de cuadrante O' 360'

O' 360'

Sistemas

90'

180'

180' B. Azimuts FIGURA A.111.14.

rumbos o azimuts.

494

Las direcciones se expresan por medio de

de

cuadrángulos

Cualquier sistema utilizado para localizar puntos sobre la superficie de la tierra con referencia a una determinada red de líneas que se cortan, se denomina sistema de coordenadas. El sistema de coordenadas geográficas que utiliza paralelos y meridianos se describe en el capítu· lo l. Los otros dos sistemas de coordenadas son la red militar y la red de municipios de la U. S. Land Office Sur· vey. Muchas series de mapas topográficos a gran escala utilizan la red geográfica para determinar la posición y el tamaño de las hojas individuales. Una hoja de un mapa, o cuadrángulo, está limitada en los márgenes derecho e Apéndice 111

7 1/2 minutos 40º 07' 30" 1

1 1

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1 _

lat.

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1 1 1 1

1 1 1

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1 1 8 1 1 iil 1 -l --- 1 ---1 1 1 1 1 1 ! 40º 00' : lat.

Escala:

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40º 00'

1:125 000

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1:24 000

Los mapas a gran escala del U.S. Geological Survey están divididos en cuadrángulos limitados por paralelos y meridianos. Los cuatro cuadrángulos representados en la figura corresponden a las áreas y escalas utilizadas habitualfTlente en los Estados Unidos, con excepción de Alaska. FIGURA A. 111.15.

izquierdo por meridianos, y en los márgenes superior o inferior por paralelos con _un número determinado de ' minutos o grados. La Serie de Mapas Topográficos Nacionales comprende siete escalas estándar. Las unidades de longitud todavía se utilizan, pero se ha comenzado a cambiar a unidades métricas. Serie

Escala

Unidades de longitud

7,5 minutos 7,5 minutos 15 minutos Alaska 30 minutos 1:250000 1:1000000

1 :24000 1:31680 1:62500 1:63360 1:125000 1 :250000 1:1000000

1 1 1 1 1 1 1

cm cm cm cm cm cm cm

por por por por por por por

240 m 316,8 m 625 m 633,6 m 1,25 km 2,5 km 10 km

rrollado en los estados costeros durante la época colo­ nial, el Congreso especificó que las nuevas tierras debe­ rían dividirse en cuadrados de seis millas, denominados municipios del Congreso, y la red de municipios se basó en una línea en dirección este-oeste, denominada la "lí­ nea de los geógrafos''. Los paralelos y meridianos a inter­ valos de seis millas a partir de la línea, formaban los límites de los municipios. Este plan general, parece ser qu� propuesto por Thomas Jefferson, cubrió los estados del centro y el oeste del país. Los meridianos principales y las líneas de base, a partir de los que se delimitaron los municipios, aparecen repre­ sentados en la figura A.III.17. Los principales meridianos se establecieron a partir de puntos seleccionados, cuya latitud y longitud fueron originalmente calculadas por medios astronómicos. De esta forma se marcaron 32 meri­ dianos principales. Hacia el oeste del límite de Ohio-

Las figuras A.III.15 y A.III.16 comparan los tamaños y amplitudes de los distintos cuadrángulos estándar de esta serie.

41· oo·

Simbología de los mapas topográficos Los mapas topográficos a gran escala del U. S. Geological Survey utilizan una serie de símbolos convencionales para representar los diferentes tipos de objetos que no pueden ser representados a escala verdadera. En las guar­ das posteriores de este libro aparecen estos símbolos, junto con un ejemplo representativo en el mapa a escala 1 :24 .000. En general, los elementos del relieve se repre­ sentan en marrón, los aspectos hidrográficos (agua) en azul, la vegetación en verde, y las construcciones huma­ nas en negro o rojo.

La

U.

S. Land Offece Survey

Los mapas topográficos del centro y oeste de los Estados Unidos se basan en las divisiones civiles realizadas por el U. S. Land Office Survey. En 1785 el Congreso autorizó una división del territo­ rio situado al norte y oeste del río Ohio. Para evitar el tipo asistemático e irregular de división de la tierra desaLectura tk mapas

D 40º 30'

e

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40º 07' 30" 40º 00'

o

00

FIGURA A.111.16. Si los cuatro cuadrángulos de la figura A.111.15 se redujeran a la misma escala, sus áreas guardarían la relación indicada en esta figura.

495

47"

43'

39'

39'

111'

115'

Las líneas de base y los meridianos principales de estos dos fragmentos de los Estados Unidos son representativos del sistema utilizado por el U.S. Land Office. (U.S. Department of Interior General Land Office Map of the United States, 1937.) FIGURA A.lII.17.

Pennsylvania, se numeraron del 1 al 6, y, por el otro lado, se denominaron por nombres. A Jo largo del punto seleccionado se hizo pasar una línea este-oeste, correspondiendo al paralelo de latitud que correspondía a tal punto. Hacia el norte y el sur de la línea base, se establecieron y numeraron Jos límites de los municipios. Las hileras verticales, denominadas filas, se sitúan a derecha e izquierda de los meridianos princi­ pales, numerados convenientemente (figura A.III.18). El área comprendida entre el meridiano principal y su línea base fue restringida a una particular sección del país, generalmente mayor que uno o dos estados. Cuando se ponen en contacto dos sistemas de municipios, no se corresponden debido a que cada sistema fue confeccio· nado independrentemente de los otros. Debido a que los límites este-oeste son meridianos que

M. 6N M.

'

A.III.20. Mapas y cortes geológicos El mapa geológico indica, po.r medio de colores y signos, la distribución superficial de cada unidad litológica, des­ tacando en particular las líneas de contacto entre las distintas rocas y sus correspondientes edades. La fallas y el buzamiento de los estratos tienen símbolos especiales.

Norte

l.º Paralelo estándar n rte

.convergen al extenderse hacia el norte, la amplitud de los municipios disminuye progresivamente hacia el nor­ te. Para evitar una considerable reducción en el tamaño se establecieron nuevas líneas de base, conocidas como paralelos de referencia, para cada una de las series hori­ zontales de municipios. Estos paralelos se designan como paralelo estándar norte 1º, 2º, 3º, y así sucesivamen­ te (figura A.III.18). Cada municipio se subdivide en 36 secciones, numera­ das generalmente como se indica en la figura A.III.19. Cada sección puede subdividirse en unidades más pe­ queñas. Estas subdivisiones, junto con el número de acres de cada una, aparece representado en la figura

N

M.14N M. 3N M. 2N L nea �e b�se

o. g "'

M. lN M.¡'lS

F. 6W

"' o a: ü

z

::> ::;;

1---+-----+-t---t- ·� 'O t---+-+--=-t---+--+-tM. 2S �--Jl-----i--+-::;; t---+-.-+--+---+----+-+M. 3$

M. 4$

Sur

Oeste

FIGURA A.III.18.

496

FILAS

Designación de los municipios y filas.

Este

6

5

4

3

2

1

7

8

9

10

11

12

18

17

16

15

14

13

19

20

21

22

23

24

30

29

28

27

26

25

31

32

33

34

35

36

M. 2S

FIGURA A.III.19. Cada municipio está dividido en 36 secciones, cada una de ellas de una milla cuadrada.

Apéndice 111

(Sec.

l)

N.�

Sec.12 320 acres

(Sec.11)>---( ----�---< Sec. 7)

N.� S.W.'4 S.W.'4 20A S.W.'4 S.W.'4

}

N.�

S.W.'4

BOA.

]

S.E.'4

S.E.'4 S.W.'4 40A

S.W.'4

160A

(Sec 13)

FIGURA A.111.20.

Una sección puede subdividirse en muchas

unidades menores.

La figura A.III.21 es un simple mapa geológico de la misma zona que se observa en el diagrama de la figura 18.1. Si la reproducción del mapa es solamente en b lanco y negro se utilizan unas tramas especiales para diferen­ ciar las unidades litológicas, pudiéndose añadir unas abreviaturas, a modo de clave, para distinguir las forma­ ciones de las diferentes ed'ades. La dirección y el buza­ miento de las capas vienen marcados en el mapa por unos pequeños símbolos en forma de T. El trazo largo de la dirección de las capas y el corto, que sale en ángulo recto de aquél, nos muestran la dirección del buzamien­ to. El valor de este último en grados se lee mediante un número al lado del símbolo. En este mapa existe una ' pequeña falla que atraviesa el ángulo NW y que se indica por una línea gruesa. Unas letras nos indican qué lado se movió hacia arriba (arr) o hacia abajo (ab) .

Lectura de

mapas

Granito (la'más antigua)

Corte geológico vertical

FIGURA A.111.21. Un mapa geológico muestra la distribución superficial de rocas y estructuras. El corte geológico nos enseña las rocas en profundidad.

Para mostrar la estructura geológica de una zona, el geólogo se vale de un corte geológico, que es una sección vertical imaginaria. Un corte geológico aparece represen­ tado en la parte inferior de la figura A.III.21. La línea superior del corte constituye un perfil topográfico.

497

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Bibliografía

Glosario

Este glosario contiene las definiciones de los términos que en el texto están en cursiva. Los términos que no se

abanico aluvial Acumulación cónica de aluviones, baja y suavemente incli­ nada, depositados por un río en proceso de agradación bajo el punto de emer­ gencia del río después de atravesar un estrecho cañón. ablación Pérdida de hielo gl, a cial por ' fusión y evaporación. abrasión Erosión del sustrato rocoso del cauce de un río por el impaco de las partículas transportadas en suspensión por la corriente y por aquellas que rue­ dan por el fondo. La abrasión es tam­ bién una actividad del hielo glacial, olas y viento. abrasión eólica Acción de desgaste mecánico por el impacto de los granos de arena transportados por el viento contra la superficie de las rocas. abrasión glacial Abrasión del sustra­ to rocoso de un glaciar, por el movi­ miento de éste. absorción de la radiación Transfor­ mación de la energía procedente de la radiación electromagnética en energía calorífica, que se mantiene por un au­ mento de la temperatura en el gas o líquido a través del cual estaba pasando la radiación.

hallen en el glosario se pueden encontrar en el Índice al­ fabético.

acuífero ilimitado Acuífero en el que el nivel freático puede recibir agua de la parte superior y oscilar hacia arri­ ba o hacia abajo.

ácido carbónico Ácido débil forma­ do por la disolución del dióxido de carbono atmosférico en el agua superfi­ cial y subterránea.

Acuods Suborden de los Spodosoles que se ubica en emplazamientos húme­ dos (régimen ácuico) y que está satura­ do de agua estacionalmente .

acreción de la litosfera Producción de nueva litosfera JCeánica en un mar­ gen activo de las placas por el ascenso y solidificación de magma de composi­ ción basáltica.

Acuolls Suborden de los Mollisoles que se encuentra en los lugares húme­ dos (régimen ácuico) ; está formado por un epípedon móllico de color negruzco que descansa sobre un horizonte B manchado de tacas grisáceas y están es­ tacionalmente saturados de agua.

actividad tectónica Procesos corti­ cales de compresión (plegamiento) y ruptura (fallamiento) , concentrados ge­ neralmente en o cerca de los límites de las placas litosféricas activas. (Véase también tectónica de placas, tectóni­ ca.)

Acuox Suborden de los Oxisoles que se ubica en parajes húmedos (régimen ácuico) . Su color predominante es gris, o gris manchado de motas rojioscuras, y está estacionalmente saturado de agua.

Acualfs Suborden de los Alfisoles que se ubican en lugares húmedos (ré­ gimen ácuico) de color predominante­ mente gris a lo largo del perfil, y esta­ cionalmente saturado con agua.

Acuults Suborden de los Ultisoles que se suele encontrar en zonas húme­ das (régimen ácuico) ; su color predo­ minante es el gris a lo largo del perfil, y está saturado de agua estacionalmente.

acanaladuras curvas Fracturas cur­ vadas de la superficie rocosa afectada por la abrasión glacial; es convexa en la dirección del movimiento del hielo.

Acuent Suborden de los Entisoles ubicados en los emplazamientos húme­ dos (régimen ácuico) , de colQr gris a lo largo del perfil y presentan una estratifi­ cación, o bien están saturados de agua todo el año.

acantilado Pared rocosa escarpada, casi vertical, formada por capas de rocas re­ sistentes, generalmente areniscas, cali­ zas o coladas de lava. El término puede util izarse también para referirse a cual­ quier tipo de pared rocosa vertical. (Véase también acantilado marino.)

Acuepts Suborden de los Inceptiso­ les que se emplazan en los lugares hú­ medos (régimen ácuico ) , que tienen un epípedon móllico o hístico de color en­ tre gris y negro, y cuyo subsuelo es grisáceo y está estacionalmente satura­ do con agua.

acantilado marino Acantilado roco­ so modelado y mantenido por la acción de las olas.

acuicluido Capa o masa rocosa de es­ casa permeabilidad que impide o difi­ culta el movimiento gravitacional del agua del suelo.

acción del hielo Desintegración de las rocas o del regolito por la presión del agua al congelarse en las grietas o poros. acción hidráulica Erosión fluvial por el impacto del agua sobre los aluviones o regolita del lecho y de los márgenes del cauce de la corriente.

Glosario

te de arcilla o esquistos en una secuen­ cia sedimentaria.

ácido (acidez) Condición química de la solución del suelo ocasionado por l a presencia d e cationes generadores de ácidos fácilmente intercambiables, y que comprenden Pntre un 5 y un 60 % del total de la capacidad de intercambio de cationes ( C I C ) .

acuífero Capa o masa rocosa de ele­ vada porosidad y permeabilidad, que transmite y recoge fácilmente el agua del suelo. acuífero confinado Acuífero sobre el que se encuentra una capa rocosa impermeable (acuicluido) generalmen-

achatamiento D i ferencia entre la longitud del eje polar y el diámetro ecuatorial en un elipsoide achatado, ex­ presada como una fracción simple. afelio Punto de la órbita terrestre en la que la tierra se encuentra a mayor distancia del sol. afloramiento la roca madre.

Superficie expuesta de

aforo de la corriente Medición del caudal, la velocidad media y profundi­ dad de la corriente, continuamente o a intervalos sobre un largo período de tiempo y en un punto concreto de su curso. ágata nia.

Variedad listada de la calcedo­

agentes modeladores Agentes que erosionan, transportan y depositan ma­ teria mineral y orgánica; son las aguas corrientes, olas y corrientes costeras, hielo glacial y viento.

503

agradación Elevación del suelo del cauce de un río por la deposición conti­ nua de la carga del fondo. agua de capilaridad Agua contenida en la zona de aireación y en la zona del agua de infiltración, que está retenida formando finas películas entre las partí­ culas de mineral. agua de infiltración Agua retenida en el suelo y que se halla disponible para las plantas a través de sus raíces; una forma de agua subsuperficial (es lo que se conoce también como agua del suelo o humedad del suelo). agua de saturación Agua subsuperfi­ cial que ocupa la zona del agua de satu­ ración, y que se desplaza bajo la acción gravitatoria. agua nieve Forma de precipitación consistente en pequeñas gotas de agua que se congelan en parte durante la caída, debido a la existencia de una capa de aire más frío . agua subenfriada Agua que perma­ nece en estado líquido a una tempera­ tura inferior al de su punto de congela­ ción. agua subsuperficial Agua de los continentes que se encuentra retenida por debajo de su superficie en el regali­ to o en el lecho rocoso. agua superficial Agua del interior de los continentes que circula por la su­ perficie de las tierras, como el agua que fluye por las corrientes, o bien se en­ cuentra retenida en lagos, marismas o terrenos pantanosos. agua utilizada ción real.

Ver evapotranspira­

aguja volcánica Estrecho pico aisla­ do formado por la erosión de rocas íg­ neas previamente solidificadas en el in­ terior de la chimenea de u n volcán. aire polar Aire originado en latitudes elevadas y que posee las características de una masa de aire polar. aire saturado Aire que retiene la má­ xima cantidad posible de vapor de agua, para unas determinadas presión y temperatura. aire tropical Aire originado en las zonas tropicales y subtropicales, que posee las características de la masa de aire tropical . albedo Porcentaje d e radiación elec­ tromagnética reflejada por una superfi­ cie. Albolls Suborden de los Mollisoles con un horizonte cuya coloración varía entre el gris blanquecino y el blanco (horizonte álbico) y que se halla por encima de un horizonte de acumula­ ción de arcillas que filtran el agua muy lentamente, por lo que en alguna esta­ ción los podemos encontrar, al menos los horizontes superficiales, saturados con agua.

504

Alfisols Orden de suelos dentro de la Taxonomía de Suelos formado por aquellos que se sitúan en climas húme­ dos y subhúmedos y cuyas característi­ cas principales son el tener una elevada condición básica y un horizonte argíli­ co o de arcillas muy densas. alta canadiense Zona con promedios de presión atmosférica elevados, que se sitúa sobre los territorios centrales de Norteamérica durante el invierno. alta de las Azores Célula de altas presiones atmosféricas permanente lo­ calizada en la zona subtropical del nor­ te del océano Atlántico. Centrada apro­ ximadamente sobre las islas Azores. (Algunas veces es también conocida como alta de las Bermudas.) alta de las Bermudas Azores.

Ver alta de las

alta hawaliana Célula permanente de altas presiones localizada en la zona subtropical sobre las áreas centrales y orientales del océano Pacífico, en su parte Norte. alta polar Centro permanente de al­ tas presiones, en las partes inferiores de la troposfera, y localizada sobre la zona polar de la Antártida. alta siberiana Centro de altas presio­ nes localizado sobre la región norcen­ tral de Asia, durante el invierno. alteración mineral Cambios quími­ cos en los minerales para formar com­ puestos más estables; sinónimo de me­ teorización química. altitud del sol al mediodia Ángulo vertical o arco entre el horizonte y el sol al mediodía sobre el meridiano lo­ cal. altocumulus Nube de altura media formada por pequeñas masas individua­ les que conforman una única capa que adopta una configuración geométrica. altostratus Nubes de altura media que, tal como su nombre indica, tiene una configuración de manto o capa ele­ vada. altura hidronométrica D i ferencia de nivel entre el nivel freático de un punto y otro, creando una diferencia de presión entre ambos y originando un flujo de agua de saturación. aludes alpinos Rápido movimiento de descenso de una lengua de derru­ bios formada por una mezcla de frag­ mentos rocosos y hielo glacial, produci­ do en las vertientes abruptas de las altas montañas. aluminosilicatos Minerales silíceos cuyo elemento esencial es el aluminio. Por ejemplo, los feldespatos. amortiguamiento exponencial Dis­ minución de una cantidad variable a u n ritmo t a l q u e se reduce a la mitad en un constante intervalo de tiempo.

amplitud térmica anual Es la dife­ rencia entre las temperaturas medias mensuales del mes más cálido y del mes más frío del año. Andepts Suborden de los I nceptiso­ les caracterizado por poseer un hori­ zonte superficial oscuro rico en humus y sílice amorfo (hidratado) ; general­ mente formado a partir de la alteración de las cenizas volcánicas. andesita Roca ígnea extrusiva de la composición de la diorita, dominada por el feldespato plagioclasa, y con an­ fíbol y piroxeno como importantes constituyentes; es el equ ivalente extru ­ sivo de la diorita. anegación Aumento del nivel de aguas del acuífero en las tierras de alu­ vión, trayendo consigo la satu ración de la rizosfera de las plantas. anemómetro Instrumento meteoro­ lógico que indica la velocidad del viento. anfíboles (grupo anfíbole) Grupo de complejos aluminosilicatos ricos en calcio, magnesio y hierro, de color os­ curo y conocidos como minerales máfi­ cos. Por ejemplo, la hornblenda. angstrom Unidad de longitud de onda equivalente a 0,000.000.01 cm oo-8 cm) . ángulo de reposo Inclinación de una vertiente , compuesta de fragmentos mi­ nerales o rocosos bien clasificados; por ejemplo, la cara de una duna de arena, un cono de derrubios, o de un cono de cenizas. anhidrita Evaporita compuesta por sulfato cálcico. animales de sangre caliente Anima­ les que poseen una o más adaptaciones para el mantenimiento de su temperatu­ ra interna constante, indiferentemente de las variaciones habidas en el medio ambiente; llamados también animales homeotermos. animales de sangre fría Animales cuya temperatura corporal sigue pasiva­ mente a la que se desarrolla en el me­ dio. Son conocidos también como poi­ quilotermos. animales xéricos Animales adapta­ dos a las condiciones de 'sequía típicas de un clima desértico. anión

Ion cargado negativamente.

antecosta Cara inclinada de la playa situada en la zona de avance y retroceso de las olas. antedunas Alineación de· dunas irre­ gulares adyacentes a las playas en las costas bajas y protegida por una cubier­ ta vegetal parcial . anticiclón mosférica.

Centro de alta presión at­

anticlinal Plegamiento de las rocas estratificadas originando una estructura

Glosarlo

en forma de arco; tipo de pliegue. (Véa­ se también sinclinal.)

un acantilado marino es atravesado por la acción de las olas.

antípoda P u n t o d i a m e t ra l m e nte opuesto a otro punto determinado de la superficie de un globo o de la tierra.

arco montañoso Segmento curvado de una cadena montañosa alpina, gene­ ralmente de compleja estructura geoló­ gica asociada a un límite de subducción o a una sutura continental .

antracita Tipo de carbón con un ele­ vado contenido de carbono, sin apenas materia volátil , y formado por un proce· so metamórfico. año Período de tiempo necesario para que un planeta realice un giro comple­ to alrededor del sol . (Véase también año tropical.) año tropical Año definido por el pe­ ríodo de tiempo entre un equinoccio vernal y el siguiente. aragonito Roca carbonatada, puesta de carbonato cálcico.

com­

arañazos glaciares Fracturas produ­ cidas por la presión del hielo sobre la superficie rocosa sujeta a la abrasión por el movimiento del hielo glacial. árbol Planta perenne, leñosa: erecta, que generalmente posee un único tron­ co principal, con pocas ramas en su par­ te inferior, y una copa bien ramificada. arbolado Tipo de formación vegetal de transición entre el bioma forestal y el bioma de sabana, consistente en ár­ boles ampliamente espaciados cuya co­ bertura se sitúa entre un 25 y un 60 %. (llamado también dehesa.) arbolado de ámbitos fríos Tipo de formación vegetal compuesto de un ar­ bolado bajo y ampliamente espaciado y una cobertura del terreno formada de líquenes y musgos, que se encuentra en las franjas septentrionales de la región de clima de bosques boreales; también conocido como taiga. arbustos Plantas leñosas y perennes, generalmente pequeñas o bajas, con muchas ramas bajas, leñosas y una masa foliar próxima al suelo. arcilla Clase de las partículas sedi­ mentarias cuyo tamaño es inferior a 0,004 mm de diámetro. (También pue· de utilizarse este término para designar el regolito o sedimentos compuestos por minerales de arcilla.) arcillas minerales Clase de minera­ les producidos por la alteración de lm minerales silíceos, que tiene una es­ tructura atómica reticular y con propie­ dades plásticas cuando se mojan. arcillas plásticas Capas de arcilla só­ lida que se transforman espontánea­ mente en capas casi líquidas cuando son alteraqas, mediante un proceso de­ nominado licuefacción espontánea. arco insular Cadena de islas paralela a un l ímite de subducción y formada por rocas volcánicas o rocas de un pris­ ma acrecionario. (Véase también arco tectónico, arco volcánico.) arco marino Arco de roca dura que permanece cuando un promontorio de

Glosarlo

arco tectónico Larga y estrecha cade· na de islas o montañas o estrecha ali­ neación submarina adyacente a un lími­ te de subducción y su fosa, formado por procesos tectónicos, tales como la cons­ trucción y levantamiento de un prisma acrecionario. arco volcánico Cadena larga y estre­ cha de volcanes compuestos a lo largo de un margen continental activo o arco insular paralelo a un l ímite activo de subducción. arena Tamaño de las partículas sedi­ mentarias entre 0,06 mm y 2 m m de diá­ metro. arena bituminosa

Ver betún.

arenisca Variedad de roca sedimenta­ ria formada por par ículas minerales del tamaño de la arena. Arents Suborden de los Entisoles ca­ racterizado por poseer fragmentos reco­ nocibles de horizontes pedogénicos que han sido mezclados por la acción de un arado profundo, por cavaduras, o cualquier otra perturbación ocasionada por el Hombre. Argids Suborden de los Aridisoles cuya principal característica es la de po­ seer un horizonte argílico formado so­ bre superficies originadas durante el Pleistoceno (Wisconsiniense) o en pe­ ríodos anteriores a él; la presencia de períodos más húmedos o lluviosos en esta época geológica permitió la iluvia· ción en el horizonte B de capas reticu· lares de arcillas o capas de silicatos. argilans Recubrimientos o cutans que están formados de arcilla; se pue­ den encontrar en los horizontes argí­ licos. Aridisoles Orden de suelo corres­ pondiente a la Taxonomía de Suelos. Son suelos correspondientes a los cli· mas secos, con o sin horizonte argílico, y con acumu laciones de carbonatos o de sales solubles. arista División abrupta, en forma de cuchillo, o cresta formada por dos cir­ cos de la glaciación alpina. arrecife barrera Arrecife coralino separado de tierra firme por un lagoon. arrecife coralino Acumulación de materia mineral carbónica procedente de los corales y algas en aguas poco profundas a lo largo de la l ínea de costa. arrecife costero Arrecife coralino unido directamente a tierra, sin que exista ningún \agoon.

arroyada en manto Flujo superficial de agua que toma el aspecto de una delgada capa de agua que se desliza sobre una superficie lisa del suelo, re­ golito o roca. astenosfera Capa blanda del manto superior, bajo la rígida litosfera. Las ro­ cas de la astenosfera están cercanas al punto de fusión y tienen escasa resis­ tencia. atmósfera Envuelta de gases que ro­ dea la tierra, sostenida por la fuerza de la gravedad. atolón Arrecife coralino de forma cir· cular que encierra en su interior un la­ goon sin ninguna isla central. avenidas Cuando el flujo de agua de la corriente es tan elevado que no se puede acomodar dentro de los límites del cauce, se desborda inundando el lecho de inundación advacente al curso de la corriente. Pued� denominarse también crecida. azimut Dirección referida a una esca­ la circular en grados, leída en el sentido de las agujas del reloj y que se extiende desde Oº a 360º. (Véase también azimut magnético, azimut verdadero.) azimut magnético norte magnético.

Azimut referido al

azimut verdadero Sistema de orien­ tación referido al norte verdadero (nor­ te geográfico) .

backwash Flujo de retorno del agua en una playa bajo la influencia de la gravedad . badlands Superficie accidentada con vertientes abruptas, semejante a peque­ ñas montañas, desarrollada en forma­ ciones ricas en arcilla por la acción de una erosión fluvial tan rápida que no permite el crecimiento de las plantas ni la formación de suelo. baja Aleutiana Centro permanente de bajas presiones situado en la región de las islas Aleutianas, y que se intensi­ fica y profundiza enormemente en in­ vierno. baja condición básica Ver condi­ ción básica de los suelos. baja de Islandia Centro de bajas pre­ siones permanente localizado sobre el Atlántico Norte que en invierno suele tener una enorme actividad. baja polar Centro permanente de ba­ jas presiones situado sobre latitudes e levadas en las partes altas de la atmós­ fera. bajada Ladera inclinada de un cono aluvial o pedimento que se extiende desde la base de la montaña hasta la playa en una región montañosa desér­ tica.

505

balance de radiación Es el balance entre la energía solar entrante, radia­ ción de onda corta, y la radiación de onda larga que se emite hacia el espa­ cio exterior desde la tierra. balance hídrico del suelo Balance entre los diferentes componentes de la economía hídrica del suelo: precipita­ ción, evapotranspiración, cambios en las reservas de agua del suelo, y exce­ dente de agua. balance hídrico global Balance en­ tre los tres componentes hidrológicos -precipitación, evaporación y escorren­ tía- para la totalidad del globo terres­ tre. bancos de hielo Fragmentos indivi­ duales del hielo continuo separados por la acción del viento y las corrientes oceánicas. bar {presión) Unidad de presión o de tensión capilar que equivale a un millón de dinas por centímetro cuadra­ do; es aproximadamente igual a la pre­ sión de la atmósfera terrestre a nive 1 de 1 mar. barbecho en monte Sistema agrícola practicado en la sabana arbolada africa­ na y mediante el cual se cortan y que­ man los árboles de una parcela, a fin de poder cultivarla. barján Duna en forma de media luna con una cresta afilada y una abrupta cara de deslizamiento, con las puntas orientadas en la dirección dominante del viento. barniz del desierto Cobertura oscura iridiscente de la superficie rocosa en un clima desértico. barómetro Instrumento de la presión atmosférica.

de medida

barro Sedimento formado por una mezcla de arci lla y limo con agua, a menudo con presencia de cantidades menores de arena o materia orgánica. basalto Roca ígnea extrusiva com­ puesta por gabro; se encuentra en las coladas de lava, diques, escudos volcá­ nicos y conos de ceniza. bases

Ver cationes básicos.

batolito Gran plutón con un área de exposición mayor de 100 km2, formado generalmente por roca granítica de gra­ no grueso.

hora Viento frío y fuerte que se pre­ senta en invierno a lo largo de la costa del Adriático cuando existe un fuerte gradiente de pres ión.

berma de invierno Berma producida por la acción de las olas de tormenta durante el invierno en las latitudes me­ dias. (Véase también berma de vera­ no.)

Boralfs Suborden de los Alfisoles que se suele encontrar bajo bosques borea­ les o en la alta montaña. Tienen un horizonte superficial de color gris; un subsuelo parduzco y están asociados con una temperatura media del suelo inferior a 8 ºC.

berma de verano Berma producida por las olas durante el verano en las latitudes medias. (Véase también ber­ ma de invierno.) betún Mezcla combustible de hidro­ carburos, de gran viscosidad y que sólo fluye al ser calentada; se considera como una forma de petróleo. Encerrado en arenas, la mezcla se conoce como arena bituminosa. biogeografía Estudio de los modelos de distribución de plantas y animales sobre la superficie terrestre, y de los procesos que los rigen.

bioma de bosque Bioma que com­ prende todas las regiones forestales so­ bre los continentes de la tierra.

barra en cúspide Acumulación cos­ tera de arena que se proyecta hacia el mar en forma triangular; forma de playa.

bioma de pradera Bioma compuesto en su gran parte o completamente por plantas herbáceas entre las que se pue­ den incluir las hierbas, gramíneas y las forbias.

506

bloques diaclasados Masas rocosas fragmentadas por líneas de diaclasa­ miento.

berma Acumulación lineal baja en la arena formada por la acción de las olas. (Véase también berma de verano, berma de invierno.)

barómetro de mercurio Barómetro que utiliza el principio de Torricelli, en el que la presión atmosférica equilibra una columna de mercurio en un tubo.

barras y depresiones Morfología de los lechos de inundación consistente en pequeñas cadenas (barras) y peque­ ñas depresiones formadas en los depó­ sitos de las riberas aluviales, en la parte interior de los meandros.

bloque de falla Masa cortical en for­ ma de bloque situada entre dos fallas normales paralelas. (Véase también fosa, horst).

bolsa de petróleo Acumulación de petróleo en un estrato rocoso.

bioma E s la subdivisión reconocible más grande de los ecosistemas terres­ tres y que comprende la integración to­ tal de la vida animal y vegetal que inter­ actúan dentro de la capa viva.

barrancos Profundas fosas en forma de V excavadas por corrientes, cuyas cabeceras se desarrollan vertiente arriba durante las etapas de erosión acelerada del suelo.

biosfera Conjunto de todos los orga­ nismos vivos de la tierra y los medios naturales en los que se desarrollan.

bauxita Mezcla de diversos minerales de arcilla residuales, fundamentalmen­ te óxidos e hidróxidos, con diversas im­ purezas; principal mena del aluminio.

barómetro aneroide Barómetro que utiliza un mecanismo consistente en una cámara de aire con un vacío parcial y que cuenta con diafragma flexible.

barra litoral Acumulación de arena situada en la zona sumergida de una playa.

biomasa Peso seco de materia orgáni­ ca viva de un ecosistema dentro de un área determinada; las unidades se ex­ presan en gramos de materia orgánica por metro cuadrado.

bioma de sabana Bioma que está constituido por árboles ampliamente distribuidos, y hierbas, todo ello en di­ ferentes proporciones. bioma de tundra Clima frío de la zona ártica caracterizado por poseer una evapotranspiración potencial igual a cero durante ocho meses o más. bioma desértico Bioma de los climas secos caracterizado por una ligera co­ bertura vegetal dispersa compuesta de arbustos, o bien gramíneas, o hierbas perennes, pero que carece de árboles_

Borolls Suborden de los Mollisoles que se encuentra en las estepas de fríos inviernos (l lanuras semiáridas) o en las altas montañas, donde la temperatura media anual del suelo es menor de 8 ºC. borrasca ciclónica Intensa perturba­ ción del tiempo debida al desplaza­ miento de una borrasca o depresión que genera intensos vientos, nubosidad y precipitación. borrasca ondulatoria Vórtice depre­ sionario migratorio en donde interac­ cionan una masa de aire frío con otra cálida a lo largo de un frente claramen­ te definido. bosque Conjunto de árboles que cre­ cen próximos unos a otros de manera que sus copas forman una capa de folla­ je que sombrea ampliamente el suelo. bosque aciculifolio Formación vege­ tal dentro del bioma forestal compuesto en su mayor parte por árboles aciculifo­ lios. bosque boreal Variedad del bosque aciculifolio que se halla en las regiones con clima de bosques boreales de Nor­ teamérica y Eurasia. bosque caducifolio de latitudes me­ dias Tipo de formación vegetal den­ tro del bioma forestal compuesto por árboles de hoja ancha, caducifolios y altos y que se ubican en las regiones con clima húmedo continental y clima marítimo de costa oeste (también lla­ mado bosque estivifollo caduco). bosque de los Grandes Lagos Varie­ dad de bosque perenne aciculifolio que se ubica en la región de los Grandes Lagos de Norteamérica y que están do-

Glosarlo

minados por el pino blanco, el pino rojo, y la cicuta. bosque de musgos Formación fores­ tal dentro del bosque de las regiones montañosas (bosque tropical de monta­ ña) que se encuentra en las zonas tropi­ cal y ecuatorial, y que está caracterizado por grandes acumulaciones de musgos sobre las ramas de los árboles. bosque de pinos meridional Subti­ po de bosque aciculifolio dominado por pinos y que se ubica en las regiones con clima subtropical húmedo. bosque enano Variedad de bosque que se ubica en las regiones montaño­ sas o elevadas de las zonas tropicales y ecuatoriales; está compuesto por árbo­ les enanos con una gran ornamentación de musgos. bosque esclerófilo Tipo de forma­ ción vegetal dentro del bioma forestal, compuesto por árboles bajos esclerófi­ los y que a menudo incluye arbolado o monte bajo esclerófilo; está asociado con las regiones de clima medirerráneo. bosque esclerófilo australiano Ti­ po de formación vegetal subtipo del bosque esclerófilo que se ubica en el continente australiano y que está com­ puesto por bosque, arbolado y vegeta­ ción arbustiva y dominado por muchas especies de eucaliptus y acacias.

en las zonas costeras húmedas del no­ roeste de los Estados Unidos y oeste del Canadá. bosque perenne de hoja ancha Ti­ po de formación dentro del bioma de bosque que está formado por árboles perennes de hoja ancha, y se ubica en las regiones con clima subtropical hú­ medo y en algunas partes de las regio­ nes con clima marítimo de costa Oeste (también conocida como pluviisilva de climas temperados) . bosque tropical d e montaña Tipo de formación vegetal dentro del bioma forestal que se ubica en medios frescos de regiones elevadas de las zonas tropi­ cal y ecuatorial . brioides Grupo de plantas pequeñas y bajas que yacen muy próximas al sue­ lo o dispuestas sobre troncos de árbo­ les; la mayoría son musgos y hepáticas. brisa marina Viento local que rola desde el mar hacia tierra, durante las horas diurnas. brisa terrestre Tipo de viento local que sopla desde el interior de la tierra hacia e 1 mar. buzamiento Ángulo agudo entre u n plano d e roca inclinado y u n plano ho­ rizontal de referencia; siempre se mide de forma P erpendicular a la dirección. ,

bosque espinoso y arbolado espino­ so Subtipo de formación vegetal del semidesierto espinoso. bosque estivifolio caduco Ver bos­ que caducifolio de latitudes medias. bosque laurifolio Variedad de bos­ que perennifolio de hoja ancha domi­ nado por especies de la familia de los laureles (lauráceas); es conocido tam­ bién como laurisilva. bosque mixto perennifolio medite­ rráneo Variedad de bosque esclerófi­ lo compuesto por diferentes especies de roble y pino, comunes en las tierras que rodean el Mediterráneo. bosque monzónico Tipo de forma­ ción vegetal dentro del bioma forestal compuesto en parte por árboles caduci­ folios adaptados a una larga estación seca dentro del clima tropical seco y húmedo. bosque pantanoso de manglares O simplemente manglar, es un tipo de ve­ getación costera que se encuentra en medios con aguas someras y turbulentas ubicadas en las zonas ecuatorial y tro­ pical. bosque perenne aciculifolio Bos­ que compuesto por árboles de hojas pe­ rennes y aciculares; sus especies más características son el pino, la pícea y el abeto. bosque perenne aciculifolio coste­ ro Subtipo dentro de los bosques pe­ rennes aciculifolios que se encuentran

caatinga Región de semidesierto es­ pinoso ubicada al nordeste del Brasil . cabo d e arena Acumulación d e cor­ dones playeros que se proyectan hacia el mar en forma arqueada, originada por progradación. cactiformes Ver plantas perennes desprovistas de hojas. cadena alimentaria Organización de un ecosistema en niveles o, escalones a través de los cuales la energía fluye, a medida que los organismos de cada ni­ vel consumen la energía almacenada en los organismos del nivel próximo ante­ rior. También llamada cadena trófica. cadenas alpinas Elevadas cadenas montañosas que son estrechos cinturo­ nes tectónicos fuertemente deformados y fallados en un tiempo geológico rela­ tivamente reciente. cadena trófica taria.

Ver cadena alimen­

calcedonia Variedad del mineral de cuarzo, compuesto de sílice (dióxido silícico) , con estructura microcristalina. calcificación Acumulación de carbo­ nato cálcico en el suelo que suele ocu­ rrir en el horizonte B , o bien en el C por debajo del suelo solum. calcita Mineral compuesto de carbo­ nato cálcico con perfecta exfoliación

romboédrica, que es el principal consti­ tuyente de la caliza. calcreta Capa rocosa rica en carbona­ to cálcico formada bajo el suelo en el horizonte C. Véase también caliche, horizonte petrocálcico. caldera Gran depresión circular de paredes abruptas, resultado de la explo· sión final y subsistencia de un volcán compuesto. caliche Nombre que se aplica en el sudoeste de los Estados Unidos al hori­ zonte petrocálcico del suelo, que gene­ ralmente está asociado con los Aridiso­ les. (Ver también calcreta.) calima Pequeñas concentraciones de contaminantes o formas diversas de par­ tículas materiales en la atmósfera, oca­ sionando una reducción en la visibi­ lidad. caliza Roca sedimentaria no elástica, en la que la calcita es el mineral princi­ pal, aunque intervienen cantidades va­ riables de carbonato magnésico, sílice y arcilla. calmas tropicales, zona de drums. calor ble.

Ver dol­

Ver ca1or latente, calor sensi­

calor latente Calor absorbido y alma­ cenado por un gas o líquido durante el proceso de evaporación o fusión, res­ pectivamente. calor latente de fusión Calor latente absorbido durante la fusión o liberado durante la congelación. calor latente de vaporización Calor latente liberado durante la condensa­ ción o absorbido durante la evapora­ ción. calor sensible Calor que puede ser medido con un termómetro; indicación de la energía cinética del movimiento molecular dentro de una sustancia. calving Rotura de bloques de hielo glacial procedentes del frente de un glaciar que se extiende por el mar; el proceso por el que se originan los ice­ bergs. cámara magmática Centro de activi­ dad volcánica localizado generalmente en una placa litosférica y no relaciona­ do con el vulcanismo de un límite de subducción (arco volcánico) o un lími­ te de expansión del océano; se cree que están formados por la elevación de una protuberancia del manto. Ejemplo: Ha­ wai, Parque de Yellowstone. campo cerrado Región del bioma de sabana que se halla en las montañas interiores del Brasil, en Sudamérica. campo magnético externo Líneas de fuerza del campo magnético de la tierra, que rodean la superficie sólida terrestre y se extienden por el espacio.

507

canal de marea Estrecha abertura en una isla barrera o en un cordón litoral a través del cual fluyen las corrientes de marea. canales de distribución Corrientes de un delta en forma de ramas, que terminan en un lago u océano. canales navegables Estrechas franjas de océano situadas entre Jos bancos de hielo. canchal: Bloques amontonados por Ja acción de Ja abrasión glacial. cantos erráticos Cantos transporta­ dos por el hielo glaciar lejos del lugar de origen en un afloramiento rocoso. cañón

Ver garganta.

cañón submarino Estrecho valle submarino en forma de V originado en el talud continental, atribuido general­ mente a Ja acción erosiva de las corrien­ tes de turbidez. caolín Grava suelta formada por de­ sintegración granular o rocas ígneas fél­ sicas de grano grueso, tales como el granito, en un clima seco. caolinita Arc i l l as mi nerales cuya composición es de óxido de aluminio hidratado, formado generalmente a par­ tir de Ja hidrólisis de feldespato potási­ co y otros mineraies aluminosilicatados. capa activa Estrecha capa superficial sometida al deshielo estacional en las regiones de permafrost. capa blanda del manto capa del manto en Ja que Ja temperatura es cer­ cana al punto de fusión, originando el reblandecimiento de las rocas del man­ to; es sinónimo de astenosfera. capa de estructura reticular Estruc­ tura geométrica que adoptan ciertos mi­ nerales tales como las arcillas; cada una de estas capas está compuesta por áto­ mos e iones unidos fuertemente por en­ laces, mientras que Jos enlaces entre las diversas capas son muy débiles. capa de la vida Zona de Ja superficie que contiene a Ja biosfera; zona de inte­ racción entre Ja atmósfera y Ja superfi­ cie de Ja tierra, y entre Ja atmósfera y Ja superficie del océano. capa de ozono Capa de estratosfera a una altitud entre 20 y 35 km, en la que se produce una concentración de ozo­ no por Ja acción de Jos rayos ultraviole­ ta del sol. capa de silicatos Son minerales sili­ catados que poseen una estructura de capas reticular. Ejemplos de ello lo constituyen Ja mica y Jos minerales arci­ llosos. capacidad de campo de retención.

Ver capacidad

capacidad de carga Carga máxima de materia sólida que puede ser trans­ portada por un río para una descarga determinada.

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capacidad de infiltración Ritmo máximo al que la lluvia o la nieve fun­ dida puede ser absorbida por Ja superfi­ cie del suelo en el proceso de infiltra­ ción. capacidad de intercambio de catio­ nes ( C I C ) Capacidad q u e posee una determinada porción de suelo para re­ tener e intercambiar cationes. capacidad de retención Capacidad máxima que tiene el suelo para retener el agua en contra de Ja fuerza efectuada por Ja gravedad; también denominada capacidad de campo. cara de deslizamiento Cara abrupta de una duna activa, que recibe Ja arena desde Ja cresta de Ja duna, deslizándose repetidamente; alcanza el ángulo de re­ poso de las partículas minerales sueltas en una vertiente. carbohidrato Clase de componentes orgánicos formados por los elementos carbono, hidrógeno y oxígeno. carbón Forma de roca compuesta por hidrocarburos, formada por restos de plantas alteradas y compactadas (tur­ ba) . carbón bituminoso Tipo de carbón con un elevado contenido en sustancias volátiles; también se denomina carbón blando. carbonatación Reacción química del ácido carbónico del agua de lluvia, agua del suelo y aguas subterráneas con Jos minerales; afecta intensamente a los minerales y rocas carbonatadas, como Ja caliza o el mármol; es una actividad de la meteorización química. carbonatos (minerales carbonata­ dos) Minerales que son compuestos carbonatados del calcio, magnesio, o ambos, por ejemplo, Ja calcita (carbona­ to cálcico) o J a dolomía (carbonato magnésico) . carga de fondo Carga del río que se mueve cerca del fondo del lecho y se desplaza por rodadura, deslizamiento o saltos bajos. carga del río Materia sólida transpor­ tada por un río, ya sea disuelta, en sus­ pensión turbulenta, o como carga de fondo. (Véase también carga de fon­ do, carga en suspensión.) carga en suspensión Carga de un río transportada en suspensión turbulenta. cascada Caída libre de una corriente por un abrupto sustrato rocoso en forma de acantilado que corta el cauce del río. cascada de hielo Corte abrupto en Ja pendiente de un valle glacial, Jo cual origina la ruptura del hielo. casquete glacial Masa de hielo gla­ cial limitada a una región elevada de una cordillera montañosa; tipo de gla­ ciar. catión

Ion cargado positivamente.

cationes básicos Ciertos cationes contenidos en la solución del suelo y que son, además, importantes nutrien­ tes vegetales. Los más importantes son los cationes de calcio, magnesio, pota­ sio y sodio. (Son también conocidos como bases.) cationes generadores de ácidos Son cationes, en su mayor parte de aluminio e hidrógeno, cuya presencia en grandes cantidades en Ja solución del suelo Je confiere una condición ácida. cauce Depresión alargada y estrecha ocupada y configurada por una corrien­ te fluvial en su progresivo desplaza­ miento hacia niveles inferiores. cavernas Sistemas subterráneos de . largas cavida des interconectadas forma­ das en Ja caliza por la acción del ácido carbónico (carbonatación) de las aguas subterráneas . célula de convección Columna indi­ vidual de fuertes corrientes ascenden­ tes producidas en la convección atmos­ férica, generalmente asociada con las tormentas. célula de Hadley Célula de circula­ ción atmosférica de las bajas latitudes que comprende el ascenso de aire, so­ bre la zona depresionaria ecuatorial, y el descenso de aire en las zonas de altas presiones subtropicales. célula de presión Centro de altas o bajas presiones, que se identifican res­ pectivamente con el anticiclón y Ja de­ presión. célula litoral Sistema de flujo de ma­ teriales, en el que Jos sedimentos flu­ viales proporcionan Ja entrada básica mientras Ja descarga de sedimentos pla­ yeros a través de un cañón submarino constituye Ja salida. células oclusivas Células que rodean las porosidades o las aperturas de Jos estomas, de manera que pueden mante­ nerlos abiertos o cerrados regulando así el flujo de vapor de agua y otros gases, hacia el exterior. ceniza volcánica Rocas ígneas extru­ sivas finamente fragmentadas expulsa­ das por Ja presión del gas en un volcán; forma de tefra. cerro testigo Colina o montaña pro­ minente de cima plana y vertientes abruptas, que representa generalmente los restos de una capa rocosa resistente en una región de estratos horizontales. ciclo biogeoquímico Ver ciclo de la materia. ciclo de denudación Concepto refe­ rido a las etapas de la evolución de Ja denudación fluvial, en las cuales el re­ l ieve se reduce con el tiempo hasta que se convierte en una penillanura. ciclo de gases Tipo de ciclo de la materia, en e l que u n elemento o com­ ponente pasa a forma gaseosa, se difun­ de a través de Ja atmósfera, para volver

<;closarlo

por último a la superficie terrestre o marítima, donde será de nuevo reutili­ zado en la biosfera.

cinturón euroasiático-indonesio Gran arco montañoso que se extiende desde el sur de Europa hasta Asia e Indonesia.

ciclo de la materia Es el sistema to· cal de las trayectorias por las que un cipo particular de materia (por ejemplo un elemento, un compuesto, o ion de­ terminado) se desplaza por codo el eco­ sistema terrestre de la biosfera; también llamado ciclo biogeoquímico, o ciclo de los nutrientes.

cinturón subantártico de bajas pre­ siones Cinturón permanente de bajas presiones situado en una latitud de 65º S sobre el océano Sur.

ciclo de los nutrientes la materia.

Ver ciclo de

ciclo de transformación de las ro­ cas Ciclo de alteraciones por las que los eres grandes cipos de rocas -ígneas, sedimentarias y metamórficas- se trans­ forman, convirtiéndose en rocas de uno de los otros tipos. ciclo del carbono Ciclo de materia en el que e l carbono se desplaza a tra­ vés de la biosfera; comprende tanto su ciclo en forma de gas, como su ciclo sedimentario como componente de los minerales y de la materia orgánica. ciclo del nitrógeno Ciclo material en el que el nitrógeno se desplaza a través de la biosfera mediante los pro­ cesos de fijación del nitrógeno y la des­ nitrificación. ciclo del oxígeno Ciclo de la materia en el que el oxígeno se desplaza a tra­ vés de toda la biosfera tanto en su forma sedimentaria como en su forma gaseo­ sa. ciclo hidrológico Se denomina así al conjunto del desplazam iento, intercam­ bio y almacenamiento de agua en la superficie terrestre libre de aguas, en sus tres estados (gaseoso, líquido y só­ lido) ciclo sedimentario Tipo de ciclo de la materia en el que los compuestos o elementos son liberados de la roca por meteorización, seguido de su desplaza­ miento en el agua corriente, tanto en disolución como en forma de sedimen­ to, hasta alcanzar el mar, donde será, fi nalmente, convertido de nuevo en roca. ciclón tropical Profunda depresión viajera de las latitudes tropicales y sub­ tropicales que va acompai'lada de fuer­ tes vientos y de una intensa precipita­ ción. ciencia del suelo Ver pedología. cima de yunque cima aplanada de es producto de las ser arrastradas por altitudes.

Se denomina así a la un cumulonimbus, y partículas de hielo al el viento en elevadas

cinturón circumpacífico Cadena de arcos de islas y arcos moncai'losos que rodea la cuenca oceánica del Pacífico, y que se formó por la actividad volcánica y tectónica del Cenozoico. cinturón de radiación de Van Allen Cinturón de intensa radiación que rodea la tierra.

Glosarlo

cinturones de altas presiones sub­ tropicales Cinturones de altas presio­ nes permanentes que se extienden de Este a Oeste y están centradas alrededor de los 30º N y S. circo Depresión rocosa en forma de marmita donde se acumula el hielo de un glaciar alpino. círculo de iluminación Círculo má­ ximo que divide el globo en todo mo­ mento en un hemisferio iluminado y otro hemisferio en la oscuridad. círculo del horizonte Círculo que representa laJ posiciones de todos los puntos equidistantes del centro en una proyección cenital. círculo máximo Círculo formado por u n plano que pasa exactamente por el cenero de una esfera perfecta; e l mayor círculo que puede formarse en la super­ ficie de una esfera. círculo menor C írculo producido ' cuando u n plano corca a una esfera pero no pasa por el centro de la misma. (Véa­ se también círculo máximo.) círculo polar antártico tuado a 66 '/z" lat. S. círculo polar ártico a 66 1/zº lat. N .

Paralelo si­

Paralelo situado

círculos horarios Meridianos imagi· narios, situados cada 1 5", que se mue­ ven hacia el oeste alrededor del globo a un ritmo de 1 5º por hora, y representan las sucesivas horas del día. cirrocumulus Nubes altas formadas por partícu las de hielo y cuya configu­ ración es la de pequeños.pedazos o pie­ zas dispuestos siguiendo una ordena­ ción geométrica. cirrostratus Nubes altas formadas por partículas de hielo, que aparecen a modo de velo blanquecino y que pro­ ducen un halo alrededor del sol o de la luna. cirros Nube alta formada de hielo y configurada a modo de filamentos blan­ cos, líneas o estrechas bandas. clasificación de imágenes Técnica de procesado de imágenes digitales en las que cada pixel corresponde a un tipo particular. Un ejemplo lo constitu­ ye la clasificación por computadora de una imagen digital del Landsat de una región agrícola según diferentes culti­ vos, por ejemplo el maíz, soja, alfalfa, o pequeñas gramíneas, consiguiendo la realización de una cartografía de los cultivos agrícolas.

clima Es el conjunto, a nivel general, de las condiciones meteorológicas pre­ dominantes de un lugar determinado; se basa en datos y el tratamiento esta­ dístico de largos períodos de registros y comprende valores medios, desviacio­ nes de estas medias y las probabilidades asociadas con estas desviaciones. clima continental húmedo Clima húmedo de latitudes medias con unas estaciones estival e invernal claramente definidas, una adecuada precipitación a lo largo del año y un substancioso ex­ cendence hídrico anual en el suelo. clima de bosques boreales Clima frío de la zona subártica en el hemisfe­ rio boreal caracterizado por unos cru­ dos y extremos inviernos y con bastan­ tes meses consecutivos con evapotrans­ piración potencial igual a cero Greque­ rimientos hídricos) . clima de casquete glacial Clima ca­ racterizado por unos rigurosos fríos y cuya localización es en los -inlandsis· de Groenlandia y la Antártida; la evapo­ transpiración potencial (requerimien­ tos hídricos) es de O cm a lo largo del ano. clima de estepa tico semiárido.

Ver subtipo climá­

clima de tundra Clima frío de la zona ártica caracterizado por tener du ­ rante ocho o más meses consecutivos una evapotranspiración potencial de O cm (requerimientos hídricos) . clima ecuatorial lluvioso Clima hú­ medo de la zona ecuatorial caracteriza­ do por un amplio excedente hídrico anual, con unas temperaturas cálidas y u niformes a lo largo del ai'lo, y que posee, por último, elevados valores de reserva de agua en el suelo. clima húmedo Clima en el que la de­ ficiencia anual de agua del suelo es inferior a 15 cm. clima marítimo de costa oeste Cli­ ma húmedo y fresco situado en las cos­ tas occidentales de las latitudes medias, que suele presentar un elevado exce­ dente hídrico anual y un característico máximo de precipitación que ocurre durante el invierno. clima mediterráneo Tipo cli mático situado en la zona subtropical caracteri­ zado por la alternancia de unos veranos muy secos y unos inviernos suaves y hú­ medos. clima monzónico y de vientos ali­ sios en el litoral Clima húmedo de bajas latitudes que presenta un fuerte máximo de precipitación en la estación en la que el sol está en su zénit, y un corto período con menor precipitación. clima seco C lima en el que el déficit hídrico rotal del suelo es de ¡5 cm o mayor, y no existe un excedente de agua. clima seco de latitudes medias Cli­ ma seco que se ubica en las latitudes

509

medias caracterizado por una fuerte va­ riación anual del ciclo de evapotranspi­ ración potencial (requerimientos hídri­ cos) y unos fríos inviernos.

d o contribuye a l a formación de un cono aluvial. colatitud Valor angular en grados de u n arco igual a 90º menos la latitud.

cono de cenizas Colina cornea for­ mada de tefra de tamaño grueso, expul ­ sada por un estrecho agujero volcánico; es un tipo de volcán.

clima seco tropical Clima seco de latitudes tropicales caracterizado por una elevada evapotranspiración poten­ cial total anual (requerimientos hídri­ cos) .

colectores solares Ingenios mecáni­ cos de absorción directa de energía so­ lar, permitiendo que ésta sea transpor­ tada para su utilización o almacena­ miento.

cono de depresión Configuración cónica que adopta la disminución del nivel freático alrededor de un pozo, ocasionando una afluencia de agua de saturación de puntos distantes hacia él.

colisión arco-continente Colisión de un arco volcánico con la litosfera continental a lo largo de un l ímite de subducción.

cono d e derrubios Acumulación de materiales en forma de cono con el vér­ tice en la parte superior.

clima subtropical húmedo Clima húmedo que se ubica en la zona tropi­ cal caracterizada por un amplio, pero moderado, excedente hídrico anual y un fuerte ciclo estacional de evapo­ transpiración potencial (requerimien­ tos hídricos) .

colisión continental Fenómeno de las placas tectónicas en el que la sub­ ducción lleva a dos segmentos de litos­ fera y corteza continental a ponerse en contacto, cerrando la cuenca oceánica y originando la formación de una sutura continental.

clima tropical seco y húmedo Cli­ ma de la zona tropical caracterizado por una estación muy húmeda que alterna con una muy seca.

colisión continente-continente Co­ lisión entre dos grandes masas de litos­ fera continental a lo largo de un límite de subducción, dando como resultado una sutura continental.

clima seco subtropical Clima seco de la zona subtropical que constituye una transición entre el clima seco de latitudes medias y el clima seco tropi­ cal.

climas de altas latitudes Grupo de climas de las zonas subártica, ártica y polar dominadas por las masas de aire polar y la ártica. climas de bajas latitudes Grupo de climas que se ubican en las zonas ecua­ torial y tropical que están dominados por la franja de altas presiones subtropi­ cales y por el cinturón depresionario ecuatorial. climas de latitudes medias Grupo de climas que se encuentran en la zona de las latitudes medias y la zona subtro­ pical, localizado en la región de actua­ ción o influencia del frente polar y do­ minada por las masas de aire tropical y de aire polar. climatología

Ciencia del clima.

clímax Comunidad biótica estable de plantas y animales, alcanzado en el esta­ dio final de una sucesión ecológica; el punto final de una serie. climograma Gráfica con dos o más variables climáticas, tales como la tem­ peratura y la precipitación media men­ sual, conjuntadas para cada mes del año. clod Variedad de ped (agregado natu­ ral del suelo) originado por rotura debi­ do a la acción del arado. col Paso natural o estrecho desfilade­ ro en una arista situada entre circos opuestos.

coloides (minerales) Partículas mi­ nerales de tamaño extremadamente pe­ queño, capaces de permanecer indefi­ nidamente en suspensión en el agua; generalmente tienen forma de láminas o escamas. combustibles fósiles Término colec­ tivo para designar al petróleo, carbón y gas natural, elementos que pueden ser utilizados como fuentes de energía. compensación isostática Levanta­ miento o hundimiento de la corteza en respuesta a la denudación o a la deposi­ ción sedimentaria, siguiendo el principio de la isostasia. ·

comunidades bióticas Asociaciones locales de plantas y animales que son interdependientes y que se suelen en­ contrar compartiendo la misma área. condensación Proceso de cambio de estado de la materia consistente en pa­ sar del estado gaseoso (vapor de agua) a estado líquido (agua líquida) o estado sólido (hielo ) . condición básica d e los suelos Cali­ dad de u n suelo medida por el porcen­ taje de saturación de bases (PSB) ; los suelos con un PSB mayor del 35 %, son suelos con una elevada condición bási­ ca, o lo que es un alto nivel de bases, aquellos cuyo PSB sea inferior al 35 %, tienen una baja condición básica.

coladas basálticas Gran expulsión de lava basáltica de un volcán; produ­ ciendo espesas acumulaciones de basal­ to sobre una gran extensión.

conducción del calor Transmisión del calor sensible a través de la materia por transferencia de la energía de un átomo o molécula al siguiente en la dirección de la menor temperatura.

coladas de barro Flujo rápido de una corriente de barro que desciende por un cañón y se extiende en la llanura situada al pie de las montañas; a menu-

congelación Cambio de estado líqui­ do al sólido, acompañado de una libera­ ción de calor latente de fusión, que se transforma en calor sensible.

510

cono secante Cono imaginario que pasa a través de dos paralelos de refe­ rencia de la superficie de la tierra. cono submarino Acumulación sub­ marina de sedimentos gruesos arrastra­ dos por las corrientes de turbidez que forman un depósito en forma de cono en el suelo oceánico, situado general­ mente al final de un cañón submarino extendiéndose como un gran delta en la plataforma continental. consistencia del suelo Grado de compacidad de un suelo mojado, plasti­ cidad de un suelo húmedo, y de cohe­ rencia o dureza cuando retiene peque­ ñas cantidades de humedad o está com­ pletamente seco. constante solar Intensidad de la ra­ diación solar que incide sobre una de­ terminada superficie dispuesta perpen­ dicularmente a los rayos solares y en un punto situado en el exterior de la at­ mósfera terrestre; equivale a 2 gramoca­ lorías por centímetro cuadrado por mi­ nuto ( 2 gcal/cm2/min. ) , o lo que es lo mismo, 2 langleys por minuto (2 ly/ min . ) . consumición d e las placas Destruc­ ción o desaparición de una placa litos­ férica en la astenosfera, en parte por fusión de la superficie superior, pero sobre todo por reblandecimiento debi­ do a la mayor temperatura del manto. consumidores Animales que dentro de la cadena alimentaria se alimentan de la tmateria orgánica sintetizada por los productores primarios, o bien de otros consumidores (ver también con­ sumidores primarios, consumidores secundarios). consumidores primarios Animales que viven alimentándose de los produc­ tores. consumidores secundarios Anima­ les que se alimentan de los consumido­ res primarios. contaminación térmica Forma de contaminación del agua, por la cual se vierte el agua caliente procedente de los sistemas de refrigeración de una planta energética, u otro tipo de fuente industrial de calor, en una corriente o lago. contaminantes Dentro del contexto de la contaminación del aire, consiste en materias extrañas emitidas por el

Glosario

Hombre en las capas bajas de Ja atmós­ fera en forma de partículas materiales, o como contaminantes químicos. contaminantes químicos G ases emitidos a Ja atmósfera a partir de las actividades industriales, Ja quema de combustibles y otras actividades huma­ nas; no se incluyen entre ellos aquellos gases que son constituyentes normales del aire seco puro_ continentalidad Tendencia de las grandes áreas continentales de latitudes medias y altas a adquirir, en el ciclo de las temperaturas del aire, una amplia oscilación térmica anual. continentes Áreas elevadas de litos­ fera continental cubiertas por Ja corteza continental. (Véase también cuencas oceánicas.) contracorriente ecuatorial Estre ­ cha corriente oceánica que fluye de Oeste a Este entre las dos corrientes ecuatoriales. contrarradiación Es la radiaélón de onda larga devuelta directamente de Ja atmósfera a Ja superficie terrestre . Tam­ bién conocida como radiación con­ traria_ convecc1on (atmosférica) Movi ­ miento del aire consistente en fuertes corrientes ascendentes que se l levan a cabo dentro de una célula de convec­ ción. El término general se aplica a cualquier movimiento de ascenso y des­ censo que se puede dar en Jos fluidos_ También se aplica a los lentos movi­ mientos de ascenso y descenso que se llevan a cabo en la astenosfera y el man­ to profundo. coordenadas esféricas Sistema de coordenadas para determinar la posi­ ción en Ja superficie de una esfera, como en el caso de las coordenadas geográficas. coordenadas planas Sistema de coordenadas rectangulares para deter­ minar la posición de cualquier punto sobre Ja superficie de un plano. coordenadas planas rectangula­ res Sistema de coordenadas planas formado por líneas rectas que se cortan en ángulo recto. cordón litoral Acumulación de arena sobre el nivel del agua que cruza la entrada de una bahía, construida por Ja deriva litoral y la acción de las olas; variedad de playa. cordones playeros Alineaciones de arena que representan sucesivas bermas producidas durante la progradación de una playa . correntómetro Aparato que mide la velocidad del flujo del agua en un pun­ to dado de Ja corriente. corriente Masa de agua larga y estre­ cha que fluye por un canal o cauce y que se desplaza hacia niveles inferiores bajo el influjo de Ja fuerza gravitatoria_

Glosario

(Ver corriente consecuente, corrien­ te subsecuente.) ,::orriente anastomosada Corriente con un cauce poco profundo que arras­ tra gran cantidad de aluviones, y que se subdivide y vuelve a unir repetidamen­ te, cambiando continuamente de posi­ ción. corriente antecedente Corriente que ha mantenido su curso a través de una barrera rocosa en proceso de levan­ tamiento, tal como un pl iegue anticli­ nal o un bloque fallado. corriente circumpolar antártica Corriente oceánii:a con flujo hacia el Este en latitudes elevadas y que se halla en la franja de vientos predominantes del Oeste del hemisferio Sur. corriente de chorro Flujo de aire a altas velocidades que se encuentran en unas estrechas zonas tubulares dentro de Ja región de los vientos del Oeste en altura y en otras regiones latitudinales de Jos niveles altos de Ja troposfera_ corriente de deriva costera Co­ rriente originada por la aproximación oblicua de las olas, que se desplaza en forma paralela a la línea de costa_ corriente de marea Corriente origi­ nada por la acción de las mareas. corriente de turbidez Rápido flujo en forma de corriente de agua marina turbia cerca del fondo del oceáno, a menudo confinado a un cañón submari­ no del talud continental o fluyendo ha­ cia abajo por Ja pared de una fosa oceá­ nica. corriente ecuatorial Flujo hacia el Oeste de la corriente oceánica que se sitúa en el cinturón de vientos alisios. corriente efluente Corriente que re­ cibe un incremento en el flujo de su caudal por rezume del agua de Ja zona de saturación. corriente en chorro del frente po­ lar Corriente en chorro formada a lo largo del frente polar, donde el aire frío polar y el cálido tropical están en con­ tacto. corriente en chorro subtropical Corriente en chorro de vientos proce­ dentes del Oeste y que se forman en las proximidades de la tropopausa, por en­ cima de las células de Hadley. corriente en chorro tropical del Es­ te Corriente en chorro en las capas altas de la troposfera, que funciona esta­ cionalmente circulando de Este a Oeste a altitudes muy elevadas sobre el sudes­ te de Asia.

corriente yazoo Corriente que se de­ sarrolla en el Jecho de inundación de un gran río aluvial y es obligada a discu­ rrir -valle abajo por Ja presencia de mu­ ros de contención naturales antes de unirse a la corriente principal. corrientes consecuentes Corrientes que desarrollan su curso en Ja ladera de un relieve inicial, tal como un volcán o una l l anura costera recientemente emergida. corrientes subsecuentes Corrientes que desarrollan su curso a lo largo de una zona de rocas débiles, tal como el área de fractura de una línea de falla. corrimiento de tierras Forma de deslizamiento en el que un único blo­ que rocoso se mueve hacia abajo con una rotación hacia atrás sobre una su­ perficie cóncava. corros10n Erosión del sustrato roco­ so del cauce de un río (o de otras su­ perficies rocosas) por reacciones quí­ micas entre las soluciones del agua y las superficies minerales. corte geológico Presentación gráfica de un corte vertical del terreno desde Ja superficie hasta una profundidad deter­ minada, mostrando la ordenación de los estratos rocosos y otros elementos geológicos. corteza continental Corteza de Jos continentes, de composición félsica, más espesa y meno:; densa que Ja corte­ za oceánica_ corteza de la tierra Capa exterior de la tierra compuesta de minerales silí­ ceos con rocas que oscilan entre las de composición félsica en la corteza conti­ nental y las de composición máfica en Ja corteza oceánica. Véase también cor­ teza continental, corteza oceánica. corteza oceánica Corteza de compo­ sición basáltica situada bajo Jos suelos oceánicos y por encima de Ja litosfera oceánica. (Véase también corteza con­ tinental _ ) costa de arrecifes coralinos Costa formada por acumulaciones de caliza en Jos arrecifes coralinos. costa de falla Línea de costa formada cuando el mar se sitúa contra un escar­ pe de falla_ costa de fiordos Línea costera pro­ fundamente accidentada formada por la inmersión parcial de Jos valles gla­ ciales. costa de islas barrera Costa con una amplia zona de aguas poco profundas (lagoon) , separada del oceáno por una isla barrera_

corriente influente Corriente que pierde su caudal por infiltración en el lecho del canal recargando de este modo Ja masa de agua del acuífero en el interior.

costa de rías Costa accidentada for­ mada por Ja inmersión parcial de Ja su­ perficie terrestre previamente modela­ da por Ja denudación fluvial.

corriente oceánica Flujo horizontal continuo de agua del oceáno_

costa en delta delta.

Costa bordeada por un

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costa levantada Línea de costa anti­ gua levantada por encima del límite de acción de las olas. costa volcánica Línea de costa for­ mada por volcanes y coladas de lava construida en parte por debajo del nivel del mar y en parte por encima. cotas Números marcados en un mapa para indicar la altitud de los puntos más importantes. cráter (volcánico) Depresión cen­ tral asociada con la principal chimenea de un volcán activo. crecimiento de cristales de sal For­ ma de meteorización en la que la roca es desintegrada por la presión de los cristales de sal formados durante perío­ dos secos en los que Ja evaporación es rápida. cresta de la avenida Máximo estadio (altura superficial) conseguido por la corriente durante una crecida. cresta tectónica Línea de cimas de un arco tectónico asociado a un prisma acrecionario. creta Variedad de caliza, blanda y de color blanco, formada por restos de or­ ganismos marinos (algas, foraminí­ feros) . creta calcedónica Capa superficial dura cementada con sílice, muy exten­ dida en las zonas tropicales. creta estratificada Capas uniformes de creta, generalmente de origen mari­ no, separadas por capas oscuras de es­ quistos. creta ferruginosa Capa superficial dura rica en sesquióxidos de hierro (hematita) ; es similar a una capa de la­ terita. crudo Estado líquido del petróleo, para distinguirlo del gas natural y del betún o asfalto. cuadrángulo Area de un mapa limita­ da por unos meridianos y paralelos de­ terminados. cuarcita Roca metamórfica compues­ ta fundamentalmente de cuarzo. (Algu­ nas formas de cuarcita se consideran rocas sedimentarias . ) cuarzo Mineral compuesto por dióxi­ do de silicio, constituyente esencial de las rocas ígneas félsicas y uno de los principales componentes de Ja arena y arenisca. cubetas glaciales Depresión del sue­ lo rocoso de un valle o circo glacial, ocupado generalmente por un ibón. cubiertas sedimentarias Áreas de los escudos continentales en las que las rocas antiguas están cubiertas por una capa de estratos sedimentarios más jó­ venes que presentan poca deformación por Ja actividad tectónica.

512

cuenca de drenaje Conjunto del área ocupada por un sistema de drenaje y cuyos límites Jo constituyen Ja divisoria de aguas. cuenca limitada por un arco Cuen­ ca oceánica comparativamente pequeña situada entre un arco insular y la tierra firme o entre dos arcos insulares. Ejem­ plos: Mar de Bering, Mar del Japón. cuenca marginal Larga y estrecha depresión submarina situada entre un arco tectónico y un arco volcánico, que recibe sedimentos de uno o de los dos arcos; está asociada con un límite activo de subducción a lo largo del cual se está formando un prisma acrecionario. Ejemplo: Mar de Savu . cuencas oceánicas Profundas depre­ siones de dimensión subglobal, cubier­ tas por litosfera y cubierta oceánica, que contienen el agua de los oceános. (Véase también continentes.) cuerpo gris Un objeto o cuerpo que no se comporta como un perfecto emi­ sor térmico (cuerpo negro ) , sino que irradia menos energía de la que se de­ bería esperar en relación con su tempe­ ratura. Debido a que un perfecto irra­ diador térmico sólo existe en teoría, todos los cuerpos pueden ser vistos como cuerpos grises. cuerpo negro Superficie u objeto ideal que es u n perfecto irradiador de energía, y que absorbe toda Ja radiación que cae en él. cuesta Rel ieve erosiona] desarrollado en estratos resistentes, con una inclina­ ción de débil a moderada, que toma la forma de una colina baja asimétrica con una ladera escarpada y otra suavemente inclinada; generalmente están asocia­ das a las llanuras costeras. cueva marina Cueva cercana a la base de un acantilado marino, originada por Ja acción de las olas. cumulonimbus Nube grande y densa de configuración cumuliforme que pro­ duce precipitación_ cumulus Tipo de nubes consistente en masas blancas de aspecto globular independientes o separadas las unas de las otras y cuya base puede estar a nive­ les no excesivamente altos. cuña sedimentaria Gran acumula­ ción de sedimentos en el suelo de una fosa oceánica a Jo largo de un límite activo de subducción. cuñas de hielo Formaciones casi ver­ ticales de hielo que ocupan una fractura en el suelo de las áreas de permafrost. cúpula de contaminación Capa de aire contaminado que adopta una confi­ guración similar a la de una cúpula, que se forma sobre el área urbana cuando los vientos son muy ligeros o predomi­ nan las calmas. curva de marea Representación grá­ fica del rítmico ascenso y descenso del nivel del mar debido a las mareas.

curva de Milankovitch Curva en Ja que se aprecian las fluctuaciones en Ja insolación a una altitud determinada como resultado de los efectos combina­ dos de las variaciones de la órbita te­ rrestre y de la inclinación del eje de la tierra, durante un período de medio mi­ llón de años antes del presente. curva de nivel Línea de un mapa to­ pográfico que pasa por todos Jos puntos de la superficie que tienen la misma altitud respecto a un plano de referen­ cia. curva de paleoglaciación Curva de la proporción de los isótopos de oxíge­ no que revela las fluctuaciones en el volumen total del hielo glacial en una época determinada. curva sinusoidal Gráfica de la curva del seno de ángulos desde Oº a 360º. curvas de nivel de depresión curvas de nivel sombreadas.

Ver

curvas de nivel sombreadas Curvas de nivel con pequeilas normales adosa­ das para representar las depresiones ce­ rradas en un mapa topográfico. cutan Recubrimiento o fina película que se forma sobre un ped del suelo o sobre las partículas gruesas de mineral; por Jo general estos cutans son pelícu­ las de arcilla (argilans) . cutícula Capa d e células protectoras situadas en Ja parte más externa de las hojas.

chaparral Tipo de formación vegetal caracterizada por arbustos esclerófilos y bosque enano que se puede encontrar a lo largo de montes y cadenas montaño­ sas costeras situadas al sur y en las par­ tes centrales de California. chert Variedad de roca sedimentaria formada ampliamente por calcedonia y diversas impurezas, formando nódulos y capas. chimenea (de un tornado) Configu­ ración tubular o en embudo de una nube que pende de Ja base de un cumu­ lonimbus; es Ja configuración típica de un tornado o de una trqmba marina. chinook Tipo de viento local, seme­ jante al Fohn, que sopla en determina­ das épocas, o con determinadas condi­ ciones, en la vertiente de sotavento de las Montañas Rocosas; es un viento muy reseco con una elevada capacidad para evaporar nieve.

declinación magnética Angulo hori­ zontal comprendido entre el norte geo­ gráfico y el norte magnético. declinación solar Latitud terrestre del punto subsolar, o punto en el que

Glosario

los rayos del sol al mediodía son per­ pendiculares. (También se define como la distancia angular del sol hacia el nor· te o el sur del ecuador celeste del círcu­ lo de la eclíptica, en la esfera celeste . ) décollement Deslizamiento de una capa rocosa, generalmente sedimenta­ ria, sobre una superficie basal casi hori· zontal ; forma especial de la falla de ca­ balgamiento. déficit de agua

D iferencia entre el agua de infiltración presente en el sue· lo (reserva real de agua de infiltración) y la capacidad de retención del suelo. déficit de energía

Circunstancia en la cual la energía irradiada hacia el ex­ terior supera a la energía aportada des­ de el exterior, por unidad de superficie y para un lugar y un tiempo determi­ nados. déficit hídrico (balance hídrico)

Di­ ferencia entre la evapotranspiración po­ tencial (requerimientos de agua) y la evapotranspiración real (agua utilizada) que representaría la cantidad efe agua que se debería suministrar por irriga­ ción para mantener al máximo expo­ nente el crecimiento vegetal. deflación

Levantamiento y transporte de partículas sueltas de suelo o regolita en suspensión turbulenta en las áreas secas por la acción del viento. deformación Distorsión en una pro­ yección cartográfica como resultado de la intersección de paralelos meridianos en ángulo agudo u obtuso. degradación

Profundización del cau­ ce de un río por la erosión de los depó­ sitos aluviales o la excavación de una garganta en el sustrato rocoso. delta

Depósito de sedimentos cons­ truido por un río cuando entra en aguas tranquilas, formado por la carga de la corri ente.

delta arqueado

Tipo de delta con la línea de costa curvada en forma conve­ xa hacia el exterior a partir de la tierra.

delta digitado

Delta con largos cana­ les de distribución en forma de dedo que se extienden mar adentro.

delta · estuario

Delta construido en la parte inferior de un estuario.

delta glacial Delta construido por las corrientes de fusión de un glaciar en un lago glacial margina l . delta triangular (en cúspide)

Delta con una línea de costa puntiaguda que apunta hacia el mar. densidad

Cantidad de masa que hay por unidad de volumen; viene expresa­ do en g/cm3. denudación Acción total de todos los procesos de meteorización, destrucción de vertientes y erosión, mediante los cuales las rocas de los continentes son desgastadas y los sedimentos resultan­ tes son transportados hacia el mar.

Glosario

deposición

Ver deposición fluvial.

deposición fluvial Acumulación de partículas rocosas en el fondo de una corriente, en el lecho de inundación adyacente, o en un delta al llegar a aguas tranquilas. depósitos activos

Tipo de depósito en el ciclo de la materia en que ésta se halla en lugares y en una disposición fácilmente accesible a los procesos vita­ les. (Ver también depósitos pasivos. )

depósitos

carboníferos Secuencias de estratos formadas por vetas de car· bón intercaladas con capas de esquis­ tos, areniscas o calizas.

depósitos de materia Área o lugar de concentración de un material deter­ minado en el ciclo biogeoquímico de la materia; hay dos tipos: depósitos activos y depósitos pasivos. depósitos pasivos

Tipo de depósito dentro del ciclo de la materia en el que los elementos o compuestos están más o menos inaccesibles para su utiliza­ ción por parte de los seres vivos. (Ver también depósitos activos. ) depresión (atmosférica)

Centro de baja presión atmosférica. (Ver también

ciclón tropical, Borrascas ondulato­ rias . )

Área d e suelo de forma cóncava que presenta todas las laderas que encierran su superficie in­ clinadas hacia e l interior.. depresión cerrada

depresión de deflación

Estrecha de­ presión producida por una deflación continuada. depresión ecuatorial Área de bajas presiones centrada aproximadamente sobre la zona ecuatorial y situada entre los dos cinturones de vientos alisios. depresión ecuatorial débil Centro de bajas presiones no muy profundas y de lento desplazamiento que va acom­ pañada de numerosos aguaceros tor­ mentosos y tormentas; se forma en luga· res próximos al ZCIT en la estación ll uviosa o durante el monzón de ve· rano. depresión

(hidrología) Diferencia en altura entre la base de un cono de depresión y la altura original del nivel freático.

interior Área de suelo bajo, hundido, en el lecho de inunda­ ción de un río aluvial entre los muros de contención naturales y los escarpes. depresión

deriva continental

Hipótesis intro·
deriva costera

Deriva litoral origina­ da por la acción de una corriente cos­ tera.

deriva de playa

Transporte de arena paralelo a la línea de costa por la suce­ sión alternativa de los movimientos del agua hacia tierra y hacia el mar, cuando las olas se aproximan oblicuamente a la costa. deriva de los vientos del Oeste

Co­ rriente superficial de las aguas oceáni · cas con desplazamiento hacia el Oeste en la zona de los vientos predominan· tes del Oeste. deriva litoral

Transporte de sedi­ mentos, paralelo a la costa, originado por la acción combinada de la deriva de playa y la deriva costera. derrumbamiento

Caída libre de par­ tículas o masas rocosas de un abrupto acantilado, acumulándose en la base de éste en forma de talud. desalinización

Proceso natural de eliminación de las sales solubles de un suelo.

descalcificaci.ón

E l im inación del carbonato de ca'icio de un horizonte del suelo o del suelo solum debida a la reacción entre el ácido carbónico con el carbonato cálcico en el momento que existe un excedente hídrico en el suelo. descamación

Forma de meteoriza­ ción en la que se producen láminas curvadas de roca; forma de exfoliación a menor escala. descarga

Volumen de agua transpor· cada por un río en un tramo determina­ do en un tiempo dado; generalmente se mide en metros cúbicos por segundo. descompresión

Proceso de remo· ción de la roca madre por denudación, acompañada de una espontánea expan­ sión y produciendo a menudo una es· tructura en hojas. desertización

Degradación de la ca· lidad de la cobertura vegetal y del suelo resultado de una sobreutil ización por . parte del hombre y de sus animales do· mésticos, especialmente du rante los pe­ ríodos de sequía. desierto orográfico Franja de clima árido que se ubica a sotavento de una barrera montañosa; es el resultado del recalentamiento adiabático del aire que desciende de la cordillera. También de nominado sombra pluviométrica. desierto seco

Tipo de formación ve· getal del bioma desértico compuesto de plantas xerofíticas muy dispersas y que comprenden a los arbustos de hojas co· riáceas, o espinosos, plantas suculentas (cactus) y hierbas endurecidas.

desintegración granular Disgrega. ción superficial grano a grano de las rocas de grano grueso, originando la arena y grava y dando una forma redon­ deada a los cantos. deslizamiento de falla

Deslizamien­ to más o menos continuo en el plano de

513

falla, reduciendo parte de la energía acumulada. deslizamiento de rocas

Desliza· miento de una masa del sustrato rocoso a lo largo de un plano.

deslizamiento de

tierras Rápido deslizamiento de grandes masas rocosas en las vertientes abruptas de las monta· ñas o en los acantilados elevados.

desnitrificación

Proceso bioquímico por el cual el nitrógeno que está en forma disponible a las plantas se trans· forma en nitrógeno molecular, pasando así al estado gaseoso y volviendo de nuevo a la atmósfera -un proceso que forma parte del ciclo del nitrógeno. desprendimientos de tierras

Flujo moderadamente rápido de masas satura· das de agua de regalito, arcilla o esquis· tos, formando terrazas en la parte supe· rior y ondulaciones en la base. destrucción de las vertientes

Movi· miento espontáneo del suelo, regalito y roca madre bajo la influencia de la gra· vedad; no incluye la acción de los agen· tes modeladores.

diaclasas

Fracturas internas de las ro· cas, a lo largo de las cuales no se ha producido ningún deslizamiento.

diagénesis

Ver litificación.

domo de sal Estructura e n forma de domo producida por el ascenso de ma· sas de sal que atraviesan los estratos surgiendo de una formación situada a gran profundidad. domo sedimentario

Estratos inclina· dos que forman una estructura circular con una cima redondeada y laderas mo· deradamente inclinadas. dornveldt

Nombre local que se apli· ca a una región de semidesierto espino· so de Sudáfrica. dorsal medio-oceánica Una de las tres grandes divisiones topográficas de las cuencas oceánicas es el cinturón central de montañas submarinas con un característico rift axial que marca un Jí. mite de expansión de placas.

Consis· te en la efluencia de ácido sulfúrico procedente de minas de carbón, minas abandonadas o explotaciones a cielo abierto de carbón. drift estratificado

Capas de arcillas, limos, arena o grava deposi tadas por las aguas de fusión del frente de los gla· ciares. drift glacial

Término general que de· signa todas las formas y variedades de derrubios rocosos depositados por los glaciares. drumlin

colina oval o elíptica de till glacial, con una cima suavemente re· dondeada. Formado por la acción del desplazamiento de la parte inferior del till, cargado de escombros del glaciar.

difusión descendente

Difusión de la radiación de onda corta dirigida hacia la tierra dentro de la atmósfera.

duna

diorita Roca ígnea intrusiva formada sobre todo por feldespato plagioclasa y piroxeno, con cantidades menores de anfíbole y biotita; roca ígnea félsica que se encuentra en forma de plutón.

duna en estrella

dique (del lecho de inundación) Ver muro de contención artificial. dique (ígneo)

Fina capa de roca íg· nea imrusiva, a menudo casi vertical que ocupa una fractura en la roca más antigua, cortándola en dirección dife. rente a los planos de estratificación. dirección

Orientación de la línea de intersección de una roca inclinada y un plano horizontal de referencia. (Véase también buzamiento.) doldrums Zona de calmas y de vien· tos variables que se forma a veces en la depresión ecuatorial; también conocida como calmas tropicales, zona de. dolomía

Mineral carbonatado o roca sedimentaria, formada por carbonatos de calcio y magnesio.

domo de exfoliación

Elevación ro· cosa suavemente redondeada, cubierta de capas de exfoliación cuando en su parte superior se ha producido un pro· ceso de expansión espontánea.

514

Dunas bajas y ais· ladas de contorno parabólico, con las pumas orientadas en la dirección del viento. dunas transversales

Campo de du· nas con las crestas formando ángulo recto con la dirección del viento predo· minante. dunita Roca ígnea ultramáfica com· puesta casi enteramente por olivino. duripan

Horizonte subsu perficial del suelo caracterizado por su dureza, den· sidad, y que está ci mentado con sílice, de modo que no se ablanda por una prolongación de humectación.

drenaje de ácidos en minas

Desviar mediante reflexión la radiación de onda corta procedente del sol, por medio de las moléculas de gas de la atmósfera.

difusión

dunas parabólicas

Colina de arena suelta modela· da por el viento, generalmente capaz de moverse lentamente. Gran duna aislada con crestas radiales que culminan en un pico; se encuentran en los desiertos del norte de África y la Península Arábiga.

duna en media luna duna piramidal lla.

Ver batján.

Ver duna en estre­

duna viva (activa)

Dunas en proce· so de cambio por efecto del movimien· to de la arena. dunas costeras

Tipo de dunas para· bólicas formadas al abrigo de una de· presión de deflación, encontrándose generalmente en llanuras interiores en un clima seco. dunas de horquilla Tipo de duna pa· rabólica con una forma muy alargada. dunas fijas (inactivas)

Dunas cu· biertas de vegetación, que no están en un estado de actividad.

dunas fitógenas

Tipo de dunas for· madas bajo una cubierta vegetal parcial que influye en la forma de estas dunas.

dunas longitudinales

Tipo de dunas en e l que las crestas se orientan de forma paralela al viento predominante.

ecología

Ciencia que estudia las inter· acciones enrre las diversas formas bio· lógicas y su medio; es la ciencia de los ecosistemas. ecosistema

Conjunto de organismos y medio con el cual éstos interactúan. ecosistema natural

Ecosistema que consigue desarrollarse sin una aprecia· ble interferencia del hombre y que está sujeto solamente a las fuerzas naturales de modificación y destrucción. ecosistemas

acuáticos Ecosistemas compuestos por las formas biológicas de los medios marinos y los de las aguas dulces en el interior de los conti· nemes. ecosistemas

agrícolas Ecosistemas modificados y manejados por el hombre con propósitos agrícolas.

ecosistemas terrestres

Ecosistemas formados por las plantas y animales que habitan en las superficies terrestres o continentales. edafología

Ver pedología.

efecto Coriolis

Efecto producido por la rotación terrestre que consiste en una tendencia a desviar el sentido del movi· miento de cualquier objeto o fluido que se desplaza por la superficie terrestre. Hacia la derecha si se mueve en el he· misferio Norte; hacia la izquierda si se mueve en el hemisferio Sur.

efecto invernadero Acumulación de calor en las capas bajas de la atmósfera debido a la absorción de radiación de onda larga procedente de la propia su· perficie terrestre . efímeras anuales

Pequeñas plantas desérticas cuyo ciclo vital se completa muy rápidamente, siguiendo a los espo· rádicos aguaceros que se dan en este medio. El Niño

---....

Suceso que consiste en el cese de la afluencia de las aguas tibias, procedentes de las profundidades oceá· nicas, que frecuentan las costas del Perú; su denominación se debe a que suele aparecer cada pocos años durante

Glosario

las Navidades (época en que se celebra en la iglesia cristiana el nacimiento del Niño Jesús ) . elementos formativos

Sílabas utili· zadas para formar las órdenes, subórde­ nes y los grandes grupos de suelos de la Taxonomía de los Suelos.

elevada condición básica Ver con­ dición básica de los suelos. elipsoide achatado

Sólido geométri· co semejante a una esfera ligeramente achatada, con e l eje polar más corto que el diámetro ecuatorial, elíptico en un corte polar pero circular en cualquier corte perpendicular al eje polar. eluviación

Proceso pedogénico que consiste en el transporte de partículas finas hacia los niveles inferiores, en par­ ticular los col0i
fJrado de emisión de la radiación infrarroja de u n cuerpo gris en relación con la q u e emi­ tiría un cuerpo negro a la misma tempe· ratura. energía de cultivo

Energía en térmi· nos de energía solar de fotosíntesis que se emplea para la producción de ali­ mento bruto o cultivos alimenticios. energía de la biomasa

Energía obte· nida para su utilización por parte del hombre, de las fuentes de biomasa na­ turales, tal como combustible obtenido a partir de los tejidos vegetales o la fermentación de materia vegetal para la j)roducción de alcohol o gas metano. energía geotermal Energía de ori· gen ígneo extraída del vapor, agua ca­ liente, o rocas calientes situadas bajo la superficie de la tierra. energía lábil

Energía química alma­ cenada temporalmente como hidratos de carbono en la biom<.sa vegetal, y que es fácilmente descomponible durante el metabolismo. energía mareomotriz

Energía obte· nida por el paso de las corrientes de marea a través de estrechos pasos coste· ros, generalmente modificados por la construcción de diques. energía química

Energía almacena­ da en el interior de una molécula orgá­ nica, capaz de ser transformada en calor durante el metabol ismo. energía solar

Energía que l l ega como radiación electromagnética pro­ cedente del sol, incluyendo en ella la energía almacenada en forma de calor en el aire, suelo, agua y energía quími· ca almacenada en la biomasa de las plantas mediante el proceso de la foto· síntesis. enmiendas de cal

Acondicionador del suelo que puede ser de óxido de calcio o de carbonato cálcico (caliza)

Glosarlo

que se suele aplicar a fin de reducir la acidez de suelo. enriquecimiento del suelo

Adición de materiales a la masa del suelo; un tipo de proceso pedogénico.

ENSO

Es el acróstico formado por las palabras -El Niño· y -Oscilación Meri· dional·, esta última en su acepción an­ glosajona -Southern Oscillation·. enterramientos higiénicos

Colocar los residuos sólidos bajo una cobertura de suelo o de regolito.

Entisoles

Orden de suelo dentro de la Taxonomía de los Suelos que están caracterizados por ser suelos minerales que carecen de los horizontes que per­ manecerían después de un arado nor· mal. epífltas

Plantas que viven por encima del nivel del terreno, fuera del contacto con el suelo, y generalmente creciendo sobre las ramas de árboles o arbustos; son también conocidas como plantas aéreas. epípedon

Horizonte del suelo que se forma en la superficie. epípedon hístico Horizonte superfi­ cial del suelo de poco espesor (epípe· don) y compuesto de turba. epípedoó móllico

Horizonte superfi· cial relativamente grueso, de color os­ curo (epípedon) que contiene substan­ ciosas cantidades de materia orgánica (humus) y generalmente es rico en ca­ tiones básicos. epípedon ócrico

Horizonte superfi­ cial del suelo (epípedon) de color cla­ ro y que posee menos de un 1 % de material orgánico.

epípedon plaggen Horizonte �uper­ ficial del suelo (epípedon) realizado por el hombre producido por un largo y continuado manejo, e incorporación de abonado en verde o estiércol animal dentro del suelo. epípedon úmbrico Horizonte super­ ficial oscuro (epípedon) semejante al epípedon móllico pero con un porcen­ taje de saturación de bases ( PSB) me­ nor de un 50 %. época del tiempo geológico

Unidad de tiempo geológic0 que representa una subdivisión de un período.

época glacial

Período de tiempo geológico, generalmente del orden de uno a tres millones de años, en el que las glaciaciones alternan repetidamente con períodos interglaciares, siguiendo cambios cíclicos del clima global. (Ver

Glaciación e interglaciación.)

equidistancia de las curvas de ni­ vel Distancia vertical representada

por dos curvas de nivel adyacentes en un mapa topográfico. equinoccio

I nstante en el que el punto subsolar incide sobre el Ecuador

y el círculo de ilu minación pasa a través de los polos. El equinoccio de primave­ ra se produce el 20 o 21 de marzo; el equinoccio de otoño, el 2 2 o 23 de sep­ tiembre. equinoccio

de otoño Equ inoccio que se produce el 2 2 o 23 de septiem­ bre, cuando la decli nación del sol es Oº. equinoccio d e primavera

Equinoc­ cio producido el 20 o 2 1 de marzo, cuando la declinación del sol es Oº.

era

Subdivisión más grande del tiem­ po geológico formada por períodos geológicos. Las tres eras que siguen al Precámbrico son el Paleozoico, Meso­ zoico y Cenozoico.

era Cenozoica

Ultima (más reciente) de las eras del tiempo geológico.

era Mesozoica

Segunda de las tres eras geológicas que siguen a la Era Pre· cámbrica.

era Paleozoica

Primera de las tres eras geológicas que comprenden todo el tiempo posterior a la Era Precámbri· ca.

era Precámbrica

Tiempo geológico anterior al comienzo del Período Cám­ brico, es decir, desde hace más de 600 millones de años.

erg

Gran extensión de dunas activas en el desierto del Sahara del Norte de África. erosión

Término general para desig· nar la remoción de partículas minerales de las superficies expuestas del sustrato rocoso o la regolita por el impacto del agua, aire o hielo, o por el impacto de las partículas sólidas transportadas por estos agentes (abrasión) . (Véase tam· bién erosión fluvial, abrasión eóli­ ca.)

erosión acelerada Erosión del suelo producida a una velocidad mucho ma­ yor que la de la formación de los dife· rentes horizontes del suelo a partir de la regolita. erosión del suelo

Eliminación de materiales del suelo por erosión, tanto procedente de la acción de impacto de las gotas de agua de la lluvia, como por flujo superficial.

erosión en surcos

Forma de erosión acelerada en el que numerosos cauces en miniatura forman acanaladuras en la superficie del suelo o del regoliro. erosión fluvial

Remoción progresiva de las partículas minerales del suelo o márgenes del cauce de un río por la fuerza del agua en movimiento, o por abrasión, o por reacción química con los iones del agua. erosión

laminar Forma de rápida erosión en la que las capas del suelo son eliminadas por la acción de las aguas de arroyada.

515

erosión lateral

Profundización late­ ral del cauce de un río originada por la excavación de las orillas exteriores de los meandros. erosión por salpicadura

Erosión del suelo originada por el impacto directo de las gotas de agua sobre una superfi­ cie mojada del suelo o el regolito. erosión tectónica

Arrastre de masas rocosas del borde inferior de una placa litosférica por la fricción ejercida por la placa de subducción que pasa por de­ bajo. erosión termal

En regiones de per­ mafrost, la alteración física de la super­ ficie de la tierra por fusión del hielo del suelo, produciendo Ja erosión de la capa orgánica protectora. escala Celsius

Escala de temperatu­ ras en la que el punto de congelación del agua se sitúa en los Oº y su punto de ebullición en los 1 00º. escala del globo

Relación entre el ta­ maño de un globo y el tamaño de la tierra, tamaños que son expresados en una medida de longitud o distancia.

escala de un mapa

Relación de la distancia entre dos puntos del mapa y los dos mismos puntos sobre el suelo. (Véase también escala numérica, es­

cala gráfica. )

escala Fahrenheit Escala d e tempe­ raturas en la que el punto de congela­ ción del agua se sitúa en los 32º y el punto de ebullición en 2 1 2 º . escala gráfica

Escala d e un mapa in­ dicada por una l ínea graduada según unas unidades de longitud determina­ das.

escala Kelvin

Escala de medición de las temperaturas cuyo punto de inicio se encuentra en el cero absoluto, es decir, en su equ ivalente de - 273 º C . Cada grado d e la escala Kelvin tiene la misma proporción que los grados de la escala Celsius.

escala numérica

Relación numenca de la distancia entre dos puntos de un mapa o globo y la distancia real entre esos dos puntos sobre la tierra. escala Richter

Escala logarítmica que mide la cantidad relativa de energía liberada en un terremoto.

escarificación

Término que designa el impacto medio-ambiental de las ex­ cavaciones realizadas por el hombre y otras alteraciones de la tierra produci­ das por la extracción de los recursos mi­ nerales. escarpe de falla

Superficie en forma de acantilado producida por un proceso de fal lamiento y la exposición corres­ pondiente del plano de falla; general­ mente está asociado a una falla normal. (Véase también escarpe de línea de falla. )

516

escarpe d e línea d e falla

Escarpe originado por la erosión sobre una línea de falla inactiva.

escarpe

marino Abrupta vertiente orientada hacia el mar formada en alu­ viones u otras formas de regolito poco consolidados, producida en la costa por acción de las olas. escarpes

Orillas abruptas que marcan los límites exteriores del lecho de inun­ dación. Árboles y arbustos con hojas endurecidas y perennes capaces de mantenerse durante Ja larga y seca estación estiva l .

esclerófilos

escoria

Lava o tefra con numerosas cavidades producida por la expansión de los gases durante el enfriamiento. (Véase también pumita. ) escorrentía

Flujo d e agua desde los continentes hacia los mares u oceános mediante dos vías: el flujo de las co­ rrientes superficiales y el flujo de las aguas de saturación; es también un tér­ mino empleado en el balance hídrico del ciclo del agua. En un sentido más restrictivo, la escorrentía simplemente se refiere al flujo de agua superficial, la que circula por encima del terreno, y la que circula encauzada en las corrientes .

Áreas de los escu­ dos continentales en las que las rocas del basamento, generalmente de la Era Precámbrica, se encuentran al descu­ bierto.

escudos arrasados

Áreas de cor­ teza continental bajo las cuales se en­ cuentran rocas ígneas félsicas y rocas metamórficas generalmente de la Era Precámbrica. escudos continentales

escudos

volcánicos

Acumulaciones de lava basáltica en forma de domo, con flujos que emergen de las fisuras radia­ les.

esk�r

Estrecha y sinuosa acumulación de grava y cantos depositada en el le­ cho de una corriente de fusión encerra­ da en un túnel del hielo.

espectro de la radiación electromag­ nética Gama completa de longitudes

de onda y frecuencias que se encuen­ tran desde los rayos Gamma a las ondas de radio.

espigón

Pared o dique construido por el hombre, de forma perpendicular a la costa, para controlar la erosión de las playas.

espina

Configuración de las hojas consistentes en puntas finas y duras.

espolones truncados

Espolones de los valles que han sido truncados por la abrasión glacial, formando parte de la pared del valle glacial. esquisto Roca metamórfica con es­ tructura de foliación en la que las lámi­ nas de mica están orientadas en forma paralela a las superficies de foliación.

esquisto petrolífero

Esquisto que contiene compuestos de hidrocarburos, siendo posible la obtención de petróleo por destilación al ser calentado. estaciones astronómicas Primavera, verano, otoño e invierno; subdivisiones del año tropical definidas por la suce­ sión del equinoccio de primavera, sols­ ticio de verano, equinoccio de otoño y solsticio de invierno. estadio

Fase de una serie.

estadio atlántico

Período de clima cálido de la Epoca Holocena, que se desarrolló entre los años - 8000 y - 5000 . (Véase también óptimo climá­ tico. )

estadio boreal

Primera de las etapas climáticas del Holoceno.

estadio

subboreal Etapa climática del Holoceno, con temperaturas medias bajas, que se extienden por un período de tiempo comprendido entre el - 5000 y el - 2000 . estadios de la proporción de isóto­ pos Unidades de tiempo del pasado

geológico determinados por las fluctua­ ciones cíclicas de la proporción de los isótopos de oxígeno; se han numerado del 1 al 41 pan. cubrir los últimos dos millones de años. estado líquido

Estado fluido de la materia, con las propiedades de un lí­ quido. estado sólido

Estado de la materia denso, que se resiste a fluir y puede ser un sólido cristalino o una sustancia amorfa (no cristalina) . Ejemplos: Mine­ ral de roca cristalino, o vidrios volcáni­ cos. estela de contaminación

1) Rastro o trayectoria seguida por los f11ateri2 les lixiviados, u otras substancias contami­ nantes, en su desplazamiento a lo largo de las vías de flujo del agua de satura­ ción. 2) Estela de aire contaminado transportado en la dirección del viento desde una fuente de contaminación, mediante fuertes vientos. estepa

Tipo de formación vegetal. consistente en hierbas bajas agrupadas en cojines de vegetación, pero al mis­ mo tiempo dispersas, y arbustos; se ubi­ can en las regiones de 'clima semiárido en las partes interiores de los continen­ tes de Norteamérica y Eurasia; son co­ nocidas también como pradera baja o

pradera de hierba baja. estomas

Poros especial izados de las hojas que corresponden a aberturas en la capa exterior de las células a través de los cuales se realiza la transpiración. estrangulación de un meandro

Cor­ te del lóbulo de un meandro produ­ ciendo un acortamiento del río y la for­ mación de un meandro abandonado. estranguladora

Planta trepadora o liana que rodea el tronco del árbol, para finalmente matarlo y suplantarlo.

Glosarlo

estrato Capas sedimentarias separa­ das por planos de estratificación.

que se irradia hacia él, en un lugar y en u n momento determinados.

Límite superior de la

excedente hídrico Agua que fluye como escorrentía en superficie, o en el interior del suelo circulando como agua del interflujo, o como flujo del agua de saturación, una vez que la capa­ cidad de recención del suelo está en su máximo nivel.

estratopausa estratosfera.

estratos horizontales Estratos apro· ximadamente horizontales que cubren áreas de los escudos continentales. estratosfera Capa de la atmósfera si­ tuada justo por encima de la troposfera. estrías glaciales Marcas dejadas por los glaciares sobre afloramientos roco­ sos por los fragmentos arrastrados por el hielo. estructura de lajamiento Espesas capas de roca masiva formadas por la expansión espontánea de ésta. estructura del suelo Presencia, ta­ maño y forma de los agregados del sue­ lo (terrones o agrupaciones) . eutroflzación Excesivo crecimiento de algas y otros productores primarios en una corriente f1u·1ial o lago como resultado del aporte de grand�s canti­ dades de iones fosfato y nitratos, espe­ cialmente. evaporación Proceso por el cual una substancia (como puede ser el agua) en estado líquido o gaseoso pasa a estado de vapor. evaporitas Sedimentos y rocas sedi­ mentarias precipitadas químicamente, compuestas por sales solubles proce­ dentes de la evaporación de las aguas saladas. Ejemplo: halita. evapotranspiraclón Combinación de los procesos de pérdida de agua a la atmósfera por evaporación a partir del suelo y transpiración a partir de las plantas. evapotranspiraclón potencial (re­ querimientos hídricos) Proporción hipotética o ideal de evapotranspira­ ción estimada para una cobertura com­ pleta foliar verde de plantas en creci miento y que están continuamente su­ ministradas por toda el agua que pue­ den utilizar; condición real conseguida en aquellas situaciones :!onde la preci­ pitación es suficientemente elevada o el agua por irrigación es suministrada en cantidades suficientes. ·

evapotranspiración real (agua utili­ zada) Proporción real de evapotrans­ piración en un lugar y a una hora deter­ minada. exageración vertical Relación por la que la escala vertical de un perfil topo­ gráfico es mayor que la escala horizon­ tal. excavación de las orlllas I ncorpora­ ción de masas de aluviones u otros ma­ teriales blandos al cauce de un río por socavación de la base, generalmente en época de crecidas. excedente de energía Circunstancia por la que por unidad de superficie se recibe más energía del exterior, que la

Glosarlo

exfoliación Desarrollo de hojas o es­ camas en los afloramientos o cantos, generalmente de forma esferoidal. (Véase también domo de exfoliación, meteorización esferoidal.) expansión oceánica Separación de la corteza oceánica a lo largo del rift axial de la dorsal medio-oceánica, que indica la separación continuada de dos placas litosféricas. explotación a cielo abierto Método de excavación en el que se extrae pri­ mero la capa de recubrimiento para per­ mitir la extracción del carbón u otro mi­ neral. explotación según las curvas de ni­ vel Forma de excavación practicada en regiones montañosas en las que el carbón aflora a lo largo de las curvas de nivel de las laderas. explotaciones horizontales Forma de explotación a cielo abierto practica­ do en las regiones con capas de carbón horizontales situadas bajo una superfi­ cie que es también aproximadamente horizontal.

dorsal medio-oceánica donde conecta diferentes segmentos de un límite de expansión de placas. falla inversa Tipo de falla en el que un bloque se desplaza sobre el otro a través de un abrupto plano de falla. falla normal Tipo de falla en el que el plano de falla se inclina (buza) hacia el bloque inferior y el componente pre­ dominante del movimiento es el verti­ cal. familia de borrascas Sucesión de borrascas ondulatorias que se desplazan hacia el Este y que se forman a lo largo del frente polar desarrollándose desde un estadio inicial de clara separación de masas de aire, hasta un estadio final de oclusión de estas masas de aire. familias de nubes Grupos de varie­ dades de nubes definidos según su altu­ ra, o bien por su grado de desarrollo vertical. fase de colonización Primer estadio de una sucesión ecológica; también lla­ mado estadio pionero. fase de crecida Conocido por el ni­ vel de la corriente en un punto particu­ lar de un curso fluvial, a partir del cual se puede esperar un desbordamiento. feldespato Grupo mineral de los alu­ minosilicatos que contienen uno o dos de los metales de potasio, sodio o cal­ cio. (Véase feldespato plagioclasa, feldespato potásico.) feldespato plagioclasa Aluminosili­ cato con sodio o calcio o ambos; tipo de mineral félsico.

facetas triangulares Superficies ro­ cosas triangulares fuertemente inclina­ das excavadas en el escarpe de falla cercano a la base de las montañas for­ madas en bloques fallados. factores edáflcos Factores relaciona­ dos con el suelo, que ejercen una in­ fluencia sobre los ecosistemas terres­ tres. falla Ruptura de la corteza con des­ plazamiento (deslizamiento) de un blo­ que con respecto a la adyacente. (Véase falla normal, falla de transforma­ ción, falla de desgarre, falla de ca­ balgamiento.) falla de cabalgamiento Falla carac­ terizada por el de.-lirnmiento de una masa de la corteza sobre la masa adya­ cente siguiendo un plano de falla incli­ nado; es el resultado de la compresión de la corteza durante la orogénesis.

feldespato potásico Tipo de feldes­ pato en el que el potasio es el elemento dominante. fell-fleld E n regiones con clima de tundra, son superficies cubiertas de fragmentos de rocas, que pueden estar configurando polígonos de rocas. felsenmeer (manto de derrubios) Ex­ tensión de grandes bloques de roca producidos por el diaclasamiento y me­ teorización por la acción del hielo en altas altitudes y latitudes. fenlands Marismas cerradas por di­ ques que se han convertido en un me­ dio de agua dulce, como ocurre en In­ glaterra. Ferrods Suborden de los Spodosoles que presentan un buen drenaje y que poseen unos horizontes B de acumula­ ción de óxidos de hierro libres.

falla de desgarre Falla en la que el movimiento relativo es fundamental­ mente horizontal, en la dirección de ruptura de la falla.

Fibrists Suborden de los Histosoles que están compuestos en su mayor par­ te por musgos de Spbagnum o están saturados con agua la mayor parte del tiempo y consisten en materiales fíbri­ cos de los suelos.

falla de transformación Caso espe· cial de una falla de desgarre que forma el límite entre dos placas l itosféricas en movimiento; suele encontrarse en la

fijación del nitrógeno Proceso quí­ mico de transformación del gas nitróge­ no de la atmósfera en componentes o iones que pueden ser directamente uti·

517

! izados por las plantas; un proceso lle­ vado a cabo por ciertos organismos den· tro del llamado ciclo del nitrógeno. filas Líneas verticales de los munici­ pios del U.S. Land Office Survey. fiordo Estrecha y profunda bahía oceánica formada en un valle glacial.

Folists

Suborden d e los Histosoles que presentan un buen drenaje y con­ sisten en lechos forestales formados so­ bre substrato rocoso o cascotes de roca.

forbia Hierba de hojas anchas, dife­ renciándose así de otros tipos de hier­ bas. forma biológica

flecha litoral

Acumulación de arena estrecha, en forma de dedo, construida por la deriva litoral en la entrada de una bahía.

Características físi· cas estructurales, tamaño y configura­ ción de una planta o de u n conjunto de ellas.

floculación

Unión de partículas co­ loidales para formar otras de mayor ta· maño; se produce cuando una suspen­ sión coloidal en agua dulce entra en una masa de agua salada.

formaciones vegetales Subdivisio· nes que se analizan dentro de un bio­ ma, basado en la medida, configuración y estructura de las plantas que dominan un tipo de vegetación.

fluido

Substancia que fluye rápida­ mente en cuanto está sujeta a desequili­ brios ocasionales por ciertas presiones; puede existir en estado líquido o ga· se oso.

fosa oceánica Depresión larga, estre­ cha y profunda en el suelo oceánico, que representa la l ínea de subducción de la litosfera oceánica bajo el margen de la litosfera continental.

flujo Movimiento tierra dentro de una corriente de marea.

fosa tectónica Depresión que repre­ senta el hundimiento de un bloque fa. llado entre otros dos opuestos, tratán· dose generalmer.te de fallas normales. (Véase también rift valley. )

flujo artesiano

Ascenso espontáneo del agua en un pozo o zona de fractura por encima del nivel freático. flujo basal

Aquella parte del oudal aportada por el agua de saturación y el agua procedente del interflujo. flujo de la corriente

Flujo de agua a lo largo de un cauce; lo mismo que

flujo del canal.

flujo del canal rriente.

Ver flujo de la co­

flujo superficial

Flujo por gravedad de una capa de agua sobre una pen­ diente cuando la proporción del agua que se infiltra en el suelo es menor que la cantidad de precipitación; una forma de escorrentía. flujo turbulento

Modo de flujo en un fluido por el que las partículas que en él se contienen (moléculas) se des· plazan en complejos remolinos, super­ puestos a la trayectoria de la corriente.

fotografía multibanda espectral

Fo tografía que utiliza una combinación de muchas y estrechas bandas espectrales, comprendidas dentro de la región de la luz visible y en la región próxima del infrarrojo. fotoperíodo Duración de la luz diur­ na en u n día determinado y a una latí· tud determinada. fotosíntesis

Proceso de producción de hidratos de carbono mediante la unión de moléculas de agua con el dió· xido de carbono, mientras .se absorbe energía lumínica. (Véase fotosíntesis bruta y fotosíntesis neta. ) fotosíntesis bruta

Cantidad total de hidratos de carbono producidos por la fotosíntesis por un organismo dado o grupo de organismos en un tiempo de­ terminado. fotosíntesis neta

Suborden de los Entisoles formados sobre recientes aluviones; es­ tán raramente saturados de agua, pre· sentan una estratificación -general· mente- y su colocación es desde par­ duzca a rojiza a lo largo del perfi l .

Producción restan· te de hidratos de carbono después de que u n organismo haya roto, con el pro· ceso de la respiración, los suficientes carbohidratos a fin de conseguir ener­ gía para poder realizar sus actividades metabólicas.

foco del terremoto

Punto del inte· rior de la tierra en el que se libera la energía de un terremoto y del cual ema­ nan las ondas sísmicas.

fractura irregular

Forma de meteo­ rización física en la que las fracturas se producen por la acción de intensas fuerzas mecánicas.

foehn (fühn)

fragipan

Fluvents

Viento cálido y seco que sopla por la vertiente de sotavento de las cordilleras, a modo de aire des­ cendente y que se recalienta adiabática­ mente; es esencialmente el mismo fe­ nómeno que los vientos Chinook. foliación

Estructura en capas de las rocas sometidas a un proceso de meta­ morfismo; típica del esquisto.

518

Capa de suelo densa y mo­ deradamente quebradiza. fragmentación en bloques

Separa­ ción de bloques diaclasados individua­ les durante el proceso de meteoriza­ ción. franja de capilaridad

Zona de suelo saturada de agua que se sitúa por enci·

ma de la zona de agua de saturación; consiste en agua retenida por tensión capilar que está por encima del nivel que representaría una superficie en equilibrio hidrostático debido solamen­ te a la fuerza de la gravedad. (Véase también agua de capilaridad.) freatófitas

Plantas que drenan el agua procedente del nivel freático si­ tuado por debajo de las tierras de alu­ vión de los cauces de las corrientes se­ cas, o bien de los fondos de valle en las regiones desérticas. frecuencia de onda

Número de on­ das que pasan por un punto fijo por unidad de tiempo. frente Superficie de contacto entre dos masas de aire completamente dife­ rentes. (Véase frente frío, frente cáli­

do, frente ocluido, frente polar. )

frente ártico Zona frontal d e interac­ ción entre la masa de aire ártica y la masa de aire polar. frente cálido

Desplazamiento de un frente de tiempo a lo largo del cual una masa de aire cálido se desliza sobre una masa de aire más frío produciendo nu­ bosidad de tipo estratiforme. frente del glaciar

un glaciar alpino.

Límite inferior de

frente frío

Desplazamiento de un frente de tiempo a lo largo del cual una masa de aire frío se dispone a modo de cuña por debajo de una masa de aire cálido para posteriormente levantarla de su contacto con el terreno. frente ocluido Frente de tiempo a lo largo del cual u n frente frío que se des­ plaza ha alcanzado un frente cálido, obligando a la masa de aire cálida a as­ cender. frente polar

Discontinl!idad o lfa<>a que separa la masa de aire frío polar de la masa de aire cálida tropical, a menu­ do situada a lo largo de la corriente en chorro dentro de los vientos del Oeste en altuia. frontera bioclimática Límite geo­ gráfico que se identifica con el nivel crítico limitante de carácter climático, más allá del cual unas determinadas es­ pecies no pueden sobrevivir. fuente

Descarga del agua de satura­ ción desde un punto de la superficie de la tierra, del suelo de un lago o río, o de una línea de costa.

fuentes

termales Manantiales de agua caliente a temperaturas cercanas al punto de ebullición; se encuentran en áreas geotermales y parecen estar rela­ cionadas con elementos magmáticos a profundidad. fuerza del gradiente de presión

Fuerza que actúa horizontalmente ten­ diendo a mover el aire hacia los puntos con menor presión.

Gl.osarlo

fumarola

Agujero de la superficie de la tierra que emite gases volcánicos (so­ bre todo vapor de agua) a alta tempera­ tura. fusión

Cambio del estado sólido al líquido, acompañado de una absorción de calor sensible que se transforma en calor latente.

glaciar alpino

Estrecho y alargado glaciar de pendiente acusada que ocu­ pa el fondo de un valle anticlinal. glaciar rocoso

Formaciones de frag­ mentos rocosos angulares semejantes a una lengua que se extiende al pie de las vertientes de los taludes en las alta� montañas de la zona alpina y demues­ tran !;¡ evidencia de u n movimiento pa­ sado o presente de reptación de las ro­ cas. glaciares de desagüe

gabro

Roca ígnea intrusiva formada por piroxeno y feldespato plagioclasa, cálcico con cantidades variables de oli­ vino; roca ígnea máfica, que se origina en forma de plutón. galerías

Túneles o corredores hori­ zontales de las minas.

Corriente de hielo en forma de lengua, semejante a un glaciar alpino, alimentado por el hielo procedente de u n casquete de hielo. gneiss

Variedad de roca metamórfica, rica en cuarzo y feldespato, y general­ mente estratificada en bandas claras y oscuras.

garganta (cañón)

gradiente Ver gradiente térmico vertical del medio, gradiente adia­ bático seco, gradiente adiabático húmedo -o de saturación.

gas, estado gaseoso

gradiente adiabático Ver gradiente adiabático seco y gradiente adiabáti­ co húmedo.

Valle de paredes casi verticales con un fondo estrecho limitado a la amplitud del cauc;e de u n río.

Fluido de baja densidad (si lo comparamos con un lí­ quido de la misma composición) que se expande hasta llenar u niformemente el recipiente en que se encuentre, y es fáci l mente compresible. gas natural Mezcla natural de hidro­ carburos (principalmente metano) , en estado gaseoso.

gradiente adiabático húmedo (o de saturación) Gradiente adiabático

disminuido por la condensación del va­ por de agua que se lleva a cabo en el aire ascendente; sus valores oscilan en­ tre los 3 y los 6 'C/1 .000 m ascendidos. gradiente adiabático seco

geiser Emisión periódica en forma de chorro de agua caliente y vapor proce­ dente de un estrecho agujero en una localización geotermal .

Propor­ ción en la que el aire ascendente va enfriándose cuando no existe con­ densación; 1 ,0 'C/100 m (5,5 'F/ 1 .000 pies) .

geografía física

gradiente de presión

Estudio y síntesis de áreas según temas seleccionados de las ciencias naturales -especialmente me­ teorología, hidrología, oceanografía fí­ sica, geología, geomorfología, pedolo­ gía y ecología- para obtener una ima­ gen completa del medio físico del hom­ bre y para examinar las interacciones entre el hombre y este medio. geomorfología

Ciencia de las formas del relieve incluyendo su historia y los procesos de su origen. gilgae

Término anglosajón referido a cierta micromorfología a base de protu ­ berancias y oquedades o bien estrechos montículos de tierra separados entre sí por estrechos vallecillos; son típicos de los Vertisoles.

giro

Amplio sistema de corrientes oceánicas circulares que está centrado bajo la célula oceánica de altas presio­ nes subtropicales. glaciación

1) Término que designa los procesos de crecimiento de los gla­ ciares y los relieves que originan. 2 ) Epoca en la que los casquetes de hielo se extienden, en contraste con el período interglacial.

glaciar

Gran acumulación natural de hielo terrestre.

Glosarlo

Cambio de la presión atmosférica a lo largo de una línea que corte perpendicularmente las isobaras.

cerca de la superficie terrestre. Según la utilización de los geofísicos es la acele­ ración de la gravedad (g) en la superfi ­ cie de la tierra. gravitación

Atracción mutua entre dos masas cualesquiera.

grieta de transformación

Elemento topográfico lineal del suelo del océano que toma la forma de un escarpe irregu­ lar, y se origina en el rift axial de la dorsal medio-oceánica; representa una antigua falla de transformación pero no es tan larga como un límite de placas. grietas (marinas)

Estrechas cavida­ des en un acantilado marino por la ac­ ción de las olas durante las tormentas. grupo de la mica

Grupo de alumino­ silicatos de fórmula química compleja, que se dividen perfectamente en pe­ queñas escamas.

hábitat

Subdivisión dentro del medio vegetal caracterizado por la combina­ ción de ciertos factores de control físi­ cos como la pendiente, un tipo de dre­ naje, una clase de suelo, etc. hachuras

Ver normales.

balita Evaporita compuesta de cloru­ ro sódico; conocida normalmente como sal gema. halocarbonos

Compuestos sintéticos que contienen átomos de carbono, fluor y cloro; se utilizan en los aeroso­ les y como refrigerantes.

helada

gradiente geotermal

Fenómeno que sucede cuan­ do la temperatura de la capa de aire próxima al suelo se halla por debajo del punto de congelación, pudiendo, de este modo, dañar o matar a los vegetales sensibles a las bajas temperaturas.

gradiente térmico vertical del me­ dio Proporción con la que desciende

hematita

Ritmo de au­ mento de la temperatura al descender bajo la superficie sólida de la tierra.

la temperatura a medida que ascende­ mos a lo largo de la troposfera; el valor normal es de 6,4 'C/km.

grado de desarrollo de los horizon­ tes Ver horizonation. grandes grupos

Tercer nivel de cla­ sificación en la Taxonomía de los Sue­ los. ·

granito

Roe• fgnea intrusiva formada por cuarzo, feldespato potásico, y fel ­ despato plagioclasa, c o n cantidades más pequeñas de biotita y hornblenda; roca ígnea intrusiva, que se origina en forma de plutón (batolito) . granizo Forma de precipitación com­ puesta por bolitas o esferas de hielo con una estructura concéntrica. gravedad

Atracción gravitacional de la tierra sobre cualquier masa situada

Mineral formado por ses­ quióxido de hierro, presente en la rego­ lita; es un producto habitual de la me­ teorización química de los minerales máficos. Hemists

Suborden de los Histosoles. Son suelos que están saturados de agua la mayor parte del año, o bien están drenados artificialmente; poseen des­ pués de su utilización entre un 10 y un 40 % de las fibras iniciales.

hertz

Frecuencia de onda de un ciclo por segundo.

hibernación

Estado latente de algu­ nos animales vertebrados durante la es­ tación de invierno. hidrograma

Representación gráfica de la variación del caudal de la corrien­ te, en relación con el transcurso del tiempo, basándose sobre datos de carga obtenidos en una estación de aforo de aguas determinada.

5 19

hidrólisis

Unión química de las mo­ léculas del agua con los minerales, para formar nuevos compuestos minerales, generalmente más estables que los an­ teriores.

hidrología

Ciencia que estudia el agua terrestre y sus fases a través del ciclo hidrológico. hidrosfera

Reino acuoso de la tierra, que incluye los océanos, el agua del suelo y subsuelo, y el agua de la atmós­ fera. hielo continuo

Hielo que flota sobre el mar cubriéndolo completamente. hielo marino

Hielo que flota sobre los océanos formado por la congelación directa del agua del mar. hierba

Planta tierna carente de es­ tructuras leñosas, y que generalmente es baja o pequeña; puede ser perenne, o anual, de hoja ancha (forbia) , o gra­ minoide. higrófitas

Vegetales adaptados a los medios húmedos de las tierras. higrógrafo

Higrómetro registrador; produce un registro continuo de la hu­ medad relativa del aire. hipótesis

astronómica

Explicación de las glaciaciones e interglaciaciones a través de las variaciones cíclicas en la forma de la órbita terrestre y del ángulo de inclinación del eje de la tierra, que actúan como controles de las variacio­ nes cíclicas en la intensidad de la ener­ gía solar que alcanza la superficie del globo. Histosoles

Orden de suelo dentro de la Taxonomía de Suelos, compuesto por aquellos que poseen una gruesa capa superficial formada por materia orgá­ nica. hogback

Alineación de cresta afilada formada en el borde levantado de una capa resistente de arenisca, caliza o lava.

hoja acicular

Forma de las hojas ca­ racterizadas por ser muy estrechas en relación con su amplitud, y cuyos ejem­ plos lo constituyen las hojas de las pí­ ceas, pinos, o bien abetos.

hoja ancha

Tipo de forma de la hoja que consiste en que es ancha, en rela­ ción con la longitud, delgada, y compa­ rablemente amplia.

hoja

compuesta Configuración de las hojas consistente en una única hoja formada por tres o más folíolos, unidos cada uno de ellos a un único nervio principal. hoja pequeña

Hojas caracterizadas por ser delgadas, planas y relativamente anchas, no obstante son pequeñas en su conjunto sobre todo si las comparamos con las hojas anchas.

520

hojas esclerófilas

Hojas duras, grue­ sas y coriáceas, típicas de los árboles o vegetación esclerófila en general. hojas graminoides Tipo de hojas lar­ gas y estrechas de, por ejemplo, las gra­ m íneas. hojas membranosas

Hojas de tipo ancho y de espesor normal. hojas peliculares

Hojas que son fi­ nas y delicadas, si las comparamos con las hojas definidas como membranosas.

holoceno

Última de las épocas del tiempo geológico, que comenzó hace unos 1 0 .000 años; sigue al Pleistoceno en la evolución del tiempo, y abarca los tiempos actuales. homeotermos gre caliente.

Ver animales de san­

hora de aprovechamiento de la luz diurna Sistema en el que Jos relojes

se adelantan una hora con respecto al meridiano horario correspondiente.

hora local

Para un determinado pun­ to del globo, hora solar basada en un meridiano local. hora oficial

Sistema horario basado en un meridiano de referencia y aplica­ do a franjas que se extienden 7 1/2° (más o menos) a cada lado del meri­ diano. horizonation

Término anglosajón que indica el grado de desarrollo de los horizontes como resultado de las com­ plejas combinaciones de los procesos pedo génicos. horizonte A Horizonte mineral del suelo solum que se encuentra por enci­ ma del horizonte B ; se subdivide en horizonte A1 y A2 . horizonte A1

Parte superior del hori­ zonte A, y que generalmente es rico en materia orgánica adquiriendo por ello u n color oscuro, más que e l del hori­ zonte B .

horizonte A 2 Subdivisión inferior del horizonte A caracterizado por la pérdi­ da de las arcillas, los óxidos de hierro y los de aluminio; puede ser tan sólo una concentración de granos de cuarzo y es frecuente en él los colores claros. horizonte ágrico

Horizonte iluvial del suelo formado bajo la acción del cultivo, y que contiene cantidades sig­ nificativas de limos, arcillas y humos todos ellos acumulados por iluviación. horizonte álbico Horizonte del sue­ lo arenoso, frecuentemente, y de color claro del que han sido eliminados la arcilla y los óxidos libres de hierro. Se encuentran en el perfil de los Spodo­ soles. horizonte argílico

Horizonte iluvial del suelo, generalmente el horizonte B , en el q u e s e h a n acumulado por iluvia­ ción capas de estructura reticular de ar­ cillas o capas de silicatos, como tam­ bién se les conoce.

horizonte B

Horizonte mineral del suelo localizado por debajo del hori­ zonte A, y en general caracterizado por ganancia de materia mineral (tal como arcillas, óxidos de hierro y aluminio) y materia orgánica (humus) . horizonte C

Horizonte del suelo que yace por debajo del suelo solum (hori­ zontes Ay B ) ; es la capa de sedimento o regolito que forma el substrato donde se asentará el solum. ·

horizonte cálcico

Horizonte del sue­ lo de acumulación de carbonato cálcico o carbonato magnésico. horizonte cámbico

Horizonte altera­ do que ha perdido, a través de la lixivia­ ción, los sesquióxidos o bases incluyen­ do, además, los carbonatos. horizonte de un suelo Estrato carac­ terístico del suelo, más o menos hori­ zontal, separado de otras zonas o capas por diferencias en la composición física o química, contenido orgánico, estruc­ tura, o una combinación de todas estas propiedades, producidas por los proce­ sos de formación del suelo ( procesos pedogénicos) . horizonte gípsico

Horizonte de acu­ mulación de sulfato cálcico hidratado, el mineral de yeso. horizonte

nátrico Horizonte del suelo caracterizado por su estructura prismática y por su elevado contenido en ion soC:io. horizonte

orgánico Horizonte del suelo designado como horizonte O, si­ tuado por encima de los horizontes mi­ nerales y formado por acumulación de materia orgánica procedente de vegeta­ les y animales.

horizonte óxico

Horizonte del suelo muy meteorizado, rico en arcillas y ses­ quióxidos de baja capacidad de inter­ cambio de cationes ( C I C ) .

horizonte petrocálcico Horizonte cálcico endurecido en el suelo i:uyo ca­ rácter principal es que no se fragmenta cuando está humedecido con agua. 0 horizonte sálico Horizonte del suelo enriquecido con sales solubles. horizonte

spódico Horizonte del suelo que contiene precipitados de ma­ teriales amorfos compuestos de materia orgánica y sesquióxidos de aluminio, con o sin hierro. horizontes de diagnóstico

Ciertos horizontes de suelos, rigurosamente definidos, que son utilizados como cri­ terios de diagnóstico en la clasificación de suelos de la Taxonomía de los Sue­ los.

horizontes minerales

Corresponden a Jos horizontes del suelo designados con las letras A y B, los cuales poseen menos de un 20 % de materia orgánica cuando no está presente la arcilla y me­ nos de un 30 % cuando la fracción mi­ neral está compuesta por un 50 % de ar­ cillas.

Glosarlo

horn Picos montanosos puntiagudos formados por la intersección de varios circos glaciares. horse latitudes Denominación an­ glosajona para aquella franja de vientos variables y frecuentes calmas situada en la región de altas presiones subtropica­ les del océano Atlántico septentrional y que coincide con la región central de la Alta de las Azores. horst Bloque fallado levantado entre dos fallas normales. humedad Término general que de­ signa una cantidad de vapor de agua presente en el aire. (Véase también, hu­ medad relativa, humedad específi­ ca.) humedad del suelo filtración.

Ver agua de in­

humedad específica Masa de vapor de agua contenid� por unidad de masa de aire. humedad relativa Proporción.de va­ por de agua presente en el aire, e'n rela­ ción con la cantidad máxima posible que puede contener una masa de aire saturada a la misma temperatura. humificación Proceso pedogénico de transformación de los tejidos vegeta­ les en humus. Humods Suborden de los Spodosoles que poseen un drenaje libre de agua y en el que al menos en la parte superior del horizonte B se ha acumulado hu­ mus y aluminio, pero no hierro. Humox Suborden de los Oxisoles, de las regiones relativamente frescas y hú­ medas, con grandes acumulaciones de carbono orgánico. Humults Suborden de los Ultisoles caracterizado por grandes acumulacio­ nes de materia orgánica fomada bajo condiciones de precipitaciones eleva­ das pero bien distribuidas a lo largo del año, de las zonas de latitudes medias y bajas. humus Materia org<ínica pardioscura o negra situada sobre o en el suelo, y compuesta de tejidos vegetales frag­ mentados y parcialmente oxidados por los organismos del suelo. huracán Ciclón tropical de las regio­ nes occidentales del océano Atlántico, y del mar del Caribe.

iceberg Masa de hielo glacial que flo­ ta en el océano, procedente de la rotura de un glaciar que se extiende en el mar.

Mineral arcilloso derivado de la meteorización química de materiales si­ líceos tales como el feldespato o la mica moscovita. llllta

Glosarlo

iluviación Acumulación en las partes inferiores del suelo (por lo general el horizonte B) de materiales aportados de horizontes superiores; es un proceso pedogénico.

interceptación Captación y reten­ ción de la precipitación por encima de la superficie terrestre sobre las hojas, rama_s y tallos de la vegetación.

imagen Término general en percep­ ción remota aplicado a la forma gráfica de representación de los datos obteni­ dos por métodos -scanning-.

interflujo Movimiento del agua del suelo a través de un horizonte permea­ ble del suelo o cualquier otra capa per­ meable cuya inclinación sea semejante a la de la superficie del terreno.

imagen multiespec tral I m a g e n constituida a base de dos o más imáge­ nes, cada una de las cuales utiliza una diferente porción del espectro, (por ejemplo azul , verde, rojo, infrarrojo) .

inundación Aumento de las aguas de avenida en un río aluvial de modo que se desborda por encima de los límites de su cauce ocupando todo el lecho de inundación.

imágenes digitales O imágenes digi­ talizadas, consiste en la representación numérica de una escena o imagen que se forma con el conjunto de valores nu­ méricos de brillo (pixels) dispuestos sobre una trama reticular finísima. imágenes infrarrojas Imagen gráfi­ ca, parecida a una fotografía tomada con luz normal, que registra la intensidad de emisión de la radiación infrarroja in­ visible. impulsión Etapa de movimiento muy rápido de u n glaciar alpino. Inceptisoles Orden de suelo dentro de la Taxonomía de los Suelos com­ puesto por aquellos que tienen hori­ zontes ligeramente desarrollados y que contienen m,inerales meteorizables.

inversión

Ver inversión térmica.

inversión térmica I nversión, a medi­ da que ascendemos, del gradiente tér­ mico vertical del medio, de forma que se incrementa la temperatura con el au­ mento en altura. inversión térmica a bajo nivel In­ versión del gradiente térmico vertical normal del medio en una capa de aire próxima a la superficie terrestre. inversión térmica en altura I nver­ sión térmica producida por la subsiden­ cia de aire de un anticiclón al encon­ trarse con una capa estable y fresca de aire, originándose en la parte superior de esta última este fenómeno.

infiltración Absorción y movimiento hacia el interior, del agua procedente de la precipitación hacia el interior del suelo y del regolito.

ion Atomo o grupo de átomos que po­ seen carga eléctrica como resultado de la ganancia o pérdida de uno o más electrones. (Véase también catión, anión.)

infrarrojo térmico Radiación elec­ tromagnética comprendida dentro de la banda de longitud de onda de la radia­ ción infrarroja, y cuyo valor se sitúa en­ tre 1 y 20 micras.

irrupción polar Cuna de aire frío po­ lar que penetra ampliamente en la zona tropical , llegando algunas veces hasta la zona ecuatorial; conlleva consigo ráfa­ gas tormentosas y un frío anormal.

inlandsis Gran acumulación de hielo que se expande a partir de una región central de acumulación; también se de­ nomina glaciar continental. Ejemplo: inlandsis de Groenlandia.

isla barrera Larga y estrecha isla construida por arena procedente de la playa o de dunas, paralela a la tierra firme y separada de ella por un lagoon.

inmersión marina I n undación de una superficie terrestre primitiva por el ascenso del nivel del mar o el descenso de la corteza terrestre. inselberg Pequena colina o montana en forma de isla que emerge en un pedimento o cono aluvial. inseminación de nubes Caída de cristales de hiel.o procedentes de la cima de yunque de las nubes de tipo cumulunimbus, que sirven como nú­ cleos de condensación en los niveles inferiores (la inseminación se puede llevar a cabo artificialmente ) . insolación I nterceptación d e energía solar (radiación de onda corta) por una superficie expuesta a ella. intercambio de cationes Reemplazo o substitución de ciertos cationes por otros en la superficie de las partículas minerales de las arcillas, de dimensio­ nes coloidales, siguiendo una jerarquía o un orden de substitución.

isla de calor Región permanente con temperaturas del aire más elevadas que las de los alrededores, centradas sobre una ciudad. islas de hielo Grandes masas de hie­ lo flotante procedentes de una platafor­ ma de hielo. islote rocoso (marino) Columna ro­ cosa aislada situada enfrente de un acantilado marino en retroceso. isobara Línea dibuj ada sobre un mapa que une todos los puntos que poseen una misma presión atmosférica. isopleta Línea imaginaria que pasa por todos los puntos que tienen el mis­ mo valor respecto a un fenómeno deter­ minado, representada sobre un globo o mapa. isostasia Estado de equilibrio, seme­ jante a la flotación hidrostática, en el que las masas litosféricas y corticales se encuentran a unos niveles relativos de­ terminados por su espesor y densidad,

521

equilibrio que se alcanza por el movi­ miento plástico de las rocas deJ manto sobre la astenosfera. isoterma

a los lagos del Pleistoceno que ocupa­ ron las depresiones cerradas en las cuencas de la región de Basin and Ran­ ge. Ejemplo: Lago Bonneville.

Línea imaginaria que une todos los puntos que tienen la misma temperatura del aire, representada so­ bre u n mapa.

Rápido movimiento valle abajo de una masa de materia volcánica satu­ rada de agua; tipo de colada de barro.

isoyeta

langley (ly)

Línea imaginaria que pasa por todos los puntos que tienen la misma precipitación, representada sobre un mapa.

jungla

Tipo de bosque bajo y denso compuesto parcialmente por lianas, ma­ tas de bambú, palmeras espinosas o ar­ bustos de espeso ramaje, que se suele formar en aquellos lugares donde la sel­ va ha sido perturbada o destruida.

lahar

Unidad de intensidad de la radiación solar equivalente a un gra­ mocaloría por centímetro cuadrado. laterita

Capa dura rica en sesquióxi­ do de aluminio y hierro, incluyendo bauxita y limonita, encontrada en las bajas latitudes asociada con los Ultiso­ les y Oxisoles. latitud Arco de meridiano entre el Ecuador y un punto determinado del globo. laurisilva

Ver bosque laurifolio.

lava

Magma que emerge a la superfi­ cie desde el interior de la tierra. lavado de contaminantes

kame

Colina compuesta de drift gla­ cial, sobre todo arena y grava, formados en aguas estancadas dentro del hielo o contra el margen de un casquete gla­ cial. kame deltaico Colina de cima plana compuesta de drift estratificado que re­ presenta un delta glacial construido en un lago glacial marginal. karst Paisaje o tipo de topografía do­ minada por elementos producidos por la disolución caliza, y que representa sistemas de cavernas subterráneas. kerógeno

Substancia cerosa encon­ trada en los esquistos petrolíferos y ca­ paz de producir petróleo si es destilada mediante calor.

Lagos si­ tuados entre el frente del hielo y las laderas del valle. lagos pluviales

Lago que alcanzó un gran desarrollo durante los períodos climáticos pasados de elevada precipi­ tación y que actualmente se han extin­ guido o sólo quedan escasos restos. Este término se aplica específicamente

52 2

Superficie exte­ rior, real o imaginaria, que limita la ex­ tensión de un sistema de flujo de mate­ ria o energía. limo 1 ) Partículas sedimentarias de d i á metro c o m p r e n d i d o e n tre los 0,004 mm y 0,6 mm. 2 ) Roca sedimenta­ ria formada por la litificación del barro. limonita Mineral formado por óxidos de hierro, y producido por meteoriza­ ción química de otros minerales en los que intervenga el hierro.

Paralelo de referencia utilizado por el U.S. Land Office Survey.

Línea sobre un mapa (isopletas) que une todos los puntos que tienen una misma oscilación térmi­ ca anual.

levantamiento posglacial

línea de falla

Ascenso espontáneo de la corteza continental después de la fusión y desaparición de un casquete glacial, para restablecer el equilibrio isostático. ley de Stefan-Boltzmann El total de energía emitida por una unidad de su­ perficie por unidad de tiempo es direc­ tamente proporcional a la cuarta poten­ cia de su temperatura absoluta (°K) . .

Pérdida re­ pentina de la unión interna de las arci­ llas cuando se produce u n movimiento debido a un corrimiento de tierras o a un terremoto.

Ver loxodroma.

línea «corange»

línea de costa

licuefacción espontánea

lagos glaciales marginales

límite del sistema

lecho de inundación Extensión de tierra baja y llana situada en una o am­ bas orillas de los ríos en estado de ma­ durez, sujetas a las inundaciones anua­ les y cubiertas por aluviones.

lago oxbow

Lagos largos y estre­ chos que ocupan una parte del suelo de un valle glacial.

largo del cual dos placas están en con­ tacto a través de una falla de transforma­ ción; el movimiento relativo es el mis­ mo que en una falla de desgarre.

línea de rumbo

Movimiento de las olas por encima de una isla barrera, alcanzando el lagoon o la marisma del lado de tierra firme.

Planta trepadora leñosa que está sostenida por el tronco o las ramas de un árbol.

lagos de valle

límite de transformación entre pla­ cas Límite de placas litosféricas a lo

lavado superficial

liana

Zona de aguas poco profun­ das situada entre una isla barrera o u n arrecife coralino y la tierra firme.

límite de subducción Ver límite de convergencia de placas.

línea de base

Acumulación terrestre de agua rodeada de tierra o hielo glacial.

lagoon

vergencia, límite de transformación.)

Arrastre de las partículas materiales del aire de­ bido a la acción de la precipitación.

lago

Lago en forma de media luna que representa el cauce abandona­ do dejado por el estrangulamiento de un meandro.

está formando nueva litosfera por acre­ ción. (Véase también límite de con­

Línea de contacto en­ tre la tierra y el agua de un lago u océa­ no. una falla.

Rastro superficial de

línea de nieve

Altitud por encfma de la cual la nieve permanece a lo largo de todo el año en las altas montañas. línea internacional de fecha

Meri­ diano de longitud 180º, que forma la l ínea de división entre las dos zonas adyacentes que se encuentran 12 horas adelantadas y 12 horas atrasadas con respecto a la hora oficial del meridiano de Greenwich. línea isogónica

Línea imaginaria que pasa por todos los puntos que tienen la misma declinación magnética, repre­ sentada sobre un mapa.

liquen

lignito Carbón de baja graduación, intermedio en cuanto a desarrollo. Gra­ do intermedio del carbón, entre la turba y el verdadero carbón; también se deno­ mina ·carbón marrón·.

Forma vegetal en la que viven juntos algas y hongos (en una relación simbiótica) creando uní! única estructu­ ra; suelen formar unos revestimientos duros, coriáceos o _costras dispuestas so­ bre rocas o sobre los troncos de los ár­ boles.

límite de convergencia de placas

líquido

Fluido que se expande en una superficie horizontal, poco com­ presible si los comparamos con los ga­ ses.

ducción.

listón de aforo

Lí­ mite a lo largo del cual se unen dos placas litosféricas, i ntroduciéndose una por debajo de la otra por subducción; también se denomina límite de sub­

límite de expansión de placas

Lími­ te de placas litosféricas a lo largo del cual dos placas de l itosfera oceánica se están separando, y al mismo tiempo, se

Listón graduado que se utiliza para medir el nivel de la co­ rriente. litificación

Proceso de formación de las rocas sedimentarias mediante com-

Glosarlo

presión y expulsión de agua, o por ci­ mentación de granos con materia mi­ neral. litosfera 1) Término general para de­ signar el reino sólido de la tierra. 2) En la tectónica de placas, la capa dura más exterior de la tierra, situada sobre la as­ tenosfera. litosfera continental Litosfera que constituye la corteza continental. (Véa­ se también litosfera oceánica.) litosfera oceánica L i tosfera q u e constituye la corteza oceánica. (Véase también litosfera continental.) lixiviación Proceso pedogénico por el cual se pierden materiales del suelo debido al intenso lavado y eliminación l levado a cabo por la percolación de agua excedente je infiltración. lóbulo de solifluxión Protuberancia formada por regalito saturado, que pre­ senta un frente curvado muy vertical y que se desplaza pendiente abajo por so­ lifluxión. lóbulo de hielo Extensión en forma de lengua resultante de un movimiento rápido del hielo cuando el terreno es más favorable. localización geotermal Lugar en el que el calor geotermal alcanza la super­ ficie de la tierra, emanando de una acu­ mulación de magma de la corteza. loess Sedimentos amarillentos de gra­ no fino, generalmente del tamaño del limo, depositados en superficies eleva­ das después de ser transportados por el viento durante una tempestad de polvo. longitud Arco de paralelo entre el meridiano principal y un punto deter­ minado del globo. longitud de onda Distancia que se­ para una cresta de onda de la siguiente en una sucesión uniforme de ondas. loxodroma Línea de orientación constante en un map� o carta de nave­ gación; también se conoce con el nom­ bre de línea de rumbo. luz visible Radiación electromagnéti­ ca cuya longitud de onda está compren­ dida entre 0,4 y 0,7 micras.

llanura Superficie de escasa inclina­ ción y poco relieve, formada por suelo, regalito, sedimentos marinos o roca madre y cubierta por aire o agua. (Véa­ se también llanura abisal, llanura costera, penillanura y llanura de pe­ dimentación.) llanura abisal Gran extensión de suelo oceánico llano que se sitúa entre los 4 .600 y los 5 . 500 m de profundidad. llanura costera Zona costera, emer­ gida como plataforma continental cu­ bierta por estratos que buzan suave­ mente hacia el mar.

Glosarla

llanura de ablación Llanura suave­ mente inclinada formada de arena y gra­ va por la agradación de las corrientes de fusión del frente de un glaciar.

mapa de coropletas Mapa formado por líneas que separan zonas, cada una de las cuales incluye unos determina­ dos valores del fenómeno representado.

llanura de fango Extensión casi pla­ na de fango, rico en materia orgánica, depositado en un estuario o bahía.

mapa de flujos Mapa que utiliza lí­ neas de diferente grosor para represen­ tar la magnitud y dirección de un deter­ minado fenómeno.

llanura de pedimentación Superfi­ cie desértica con escasos relieves, com­ puesta en parte por pedimentos y en parte por conos aluviales y playas. lluvia Forma de precipitación consis­ tente en la caída de gotas de agua, ge­ neralmente de 0.5 mm, o mayor, de diá­ metro. lluvia ácida Agua de lluvia que pre­ senta un contenido anormalmente ele­ vado de ion sulfato produciendo un ni­ vel de pH situado entre 2 y 5; todo ello como resultado de la contaminación del aire ocasionada por la quema de combustibles con u11 elevado conteni­ do en azufre.

macizo autóctono Unidad rocosa continental que presenta una serie dife­ renciada de propiedades litológicas, re­ flejo de su historia geológica, que la distinguen de la corteza continental ad­ yacente. macronutrientes Son nueve elemen­ tos requeridos en gran abundancia para el crecimiento orgánico, incluyendo en él la producción primaria de las plantas verdes. (Véase también micronutrlen­ tes.) magma Rocas en estado de fusión por las elevadas temperaturas. Se trata gene­ ralmente de rocas compuestas por mi­ nerales silíceos y con gases y otros volá­ tiles disueltos. magma silíceo Magma a partir del cual se forman los minerales silíceos. magnetopausa magnetosfera.

Límite exterior de la

magnetosfera Parte externa del cam­ po magnético de la tierra, modelada por la presión del viento solar. manto Cubierta o capa rocosa de la tierra situada baj0 la corteza, y rodean­ do al núcleo, compuesta por rocas ultra­ máficas formadas por minerales silí­ ceos. manto aluvial Cualquier depósito sedimentario encontrado en el cauce de un río o en las zonas bajas del valle, sometidas a las riadas periódicas. manto coluvial Depósito de sedi­ mentos o partículas rocosas acumuladas en la base de una ladera procedentes de las vertientes abruptas sometidas a la acción de la erosión. (Véase también manto aluvial.) manto de corrimiento Capa rocosa que se mueve sobre un plano de cabal­ gamiento de poca inclinación.

mapa geológico Mapa que indica la extensión y límites de las diferentes unidades rocosas u otros rasgos geoló­ gicos, tales como las fallas. mapa planimétrico Mapa sobre el que, a diferencia del mapa topográfico, representa información existente sola­ mente en un plano geométrico. mapa temático Mapa destinado a la representación de un único fenómeno. mapa topográfico Mapa que muestra la configuración o topografía de la tie­ rra a través del sombreado plástico, cur­ vas de nivel, normales, u otros sistemas de representación gráfica. máquina de calor Sistema mecánico en el que la energía cinética del movi­ miento procede de la energía calorífica. maquis Formación vegetal compues­ ta por denso matorral esclerófilo que se puede hallar a lo largo de la región me­ diterránea. mar de arena transversales.

.Extensión de dunas

marea Ascenso y descenso periódicos del nivel del mar inducidos por la atrac­ ción gravitacional entre la tierra y la luna, combinada con la rotación de la tierra. marea alta Punto más elevado alcan­ zado por el nivel del agua durante un determinado ciclo de marea. marea baja Momento del ciclo de marea en el que el agua del océano alcanza su punto más bajo. márgenes continentales 1) Topo­ grafía: una de las tres grandes divisio­ nes de las cuencas oceánicas, siendo las zonas adyacentes al continente e inclu­ yendo la plataforma, el talud y la pen­ diente. 2) Tectónica: zona marginal de la corteza y la litosfera continental que está en contacto con la corteza y litosfe­ ra oceánica, con o sin un límite activo presente en el contacto. (Véase tam­ bién márgenes continentales acti­ vos, márgenes continentales pasi­ vos.) márgenes continentales activos Már­ genes continentales que coinciden con límites de placas tectónicamente acti­ vas. (Véase también márgenes conti­ nentales, márgenes continentales pasivos.) márgenes continentales pasivos Már­ genes continentales sin l ímites de pla­ cas activas en el contacto de la corteza continental con la corteza oceánica. Por lo tanto, un margen pasivo se encuentra

523

en una única placa litosférica. Ejemplo: margen continental atlántico de Nortea­ mérica. (Véase también márgenes

Mate­ ria orgánica de composición intermedia entre los materiales fíbricos (turba) y Jos materiales sápricos (materia orgáni­ ca descompuesta) .

Extensión de sedimentos cubiertos de turba al nivel de Ja marea alta sobre una llanura de fango previa­ mente formada.

Mate­ rial de diagnóstico compuesto por ma­ teria orgánica descompuesta, más densa que Jos materiales fíbricos y hérnicos, y con un bajo contenido en fibras identi­ ficables.

continentales, márgenes continen­ tales activos. ) marisma

Variedad de roca metamórfi­ ca derivada de Ja caliza o Ja dolomía por recristalización bajo presión.

mármol

Extenso cuerpo de aire en el que Jos gradientes de humedad y temperatura a medida que ascendemos son bastante uniformes dentro de una misma área.

masa de aire

Masa de aire fría cuya región manantial se halla so­ bre Ja Antártida.

masa de aire antártica

Masa de aire fría que se origina en Ja región manantial del océano Ártico y tierras contiguas.

masa de aire ártica

Masa de aire cuyas características han sido obte­ nidas de una región manantial conti­ nental.

masa de aire continental

Masa de aire cálida y húmeda cuya región manantial se sitúa sobre Jos océanos de las zonas ecuatoriales. masa de aire ecuatorial

Masa de aire en Ja que el gradiente térmico vertical del medio es menor que el gradiente adia­ bático seco, de esta forma resiste a as­ cender.

masa de aire estable

Masa de aire con un substancioso contenido en va­ por de agua capaz de irrumpir en una espontánea actividad convectiva l levan­ do finalmente al desarrollo de fuertes aguaceros y tormentas. masa de aire inestable

Masa de aire húmeda desarrollada sobre una región manantial oceánica.

masa de aire marítima

Masa de aire fría cuya región manantial se sitúa sobre Jos continentes y océanos en latitudes com­ prendidas entre Jos 50 y 60' N y S .

masa de aire polar

masa d e aire cálida formada sobre una región ma­ nantial localizada sobre los continentes y océanos en unas latitudes comprendi­ das entre los 20 y los 35 N y S. masa de aire tropical





Solución de iones y otros componentes disueltos transpor­ tados hacia niveles interiores del terre­ no a partir de una planta de enterra­ miento higiénico de deshechos. Este material lixiviado va a parar al sistema de aguas del acuífero que exista por debajo de Ja planta. material lixiviado

Mate­ riales de diagnóstico de suelo formados de fibras orgánicas cuyo origen botáni­ co es fácilmente reconocible. Ejemplo: la turba de Sphagnum de los terrenos pantanosos de Jos climas fríos. materiales fíbricos del suelo

524

materiales hérnicos del suelo

materiales sápricos del suelo

Curvas sinuosas de un río en estado de equilibrio por Ja deposición aluvial en el lecho de inun­ dación. meandros aluviales

meandros encajados Valle sinuoso producido por Ja degradación de una corriente, produciendo Ja excavación del sustrato rocoso.

Medio físico cercano al margen de u n casquete de hielo continental. medio ambiente periglacial

Zona de influencia de u n río aluvial, incluyendo el Jecho de inundación.

medio ambiente ribereño

Influencia del calor y del frío sobre los organismos vivos que se hallan en la biosfera. medio ambiente térmico

Ambiente de eleva­ das presiones y temperaturas, al que las rocas están sometidas en el interior de Ja corteza terrestre. medio profundo

superficial Medio de bajas presiones y temperaturas al cual están expuestas las rocas cerca de Ja superfi­ cie. medio

mediodía solar I nstante en e l que el sol cruza el meridiano celeste de un determinado punto de Ja tierra; instante en el que la sombra del sol apunta di­ rectamente hacia el norte o hacia e l sur.

Frecuencia de onda equi­ valente a u n millón de ciclos por se­ gundo. me'gahertz

Meridiano que pasa por el Real Observatorio de Greenwich, Inglaterra, aceptado u niver­ salmente como meridiano principal, de longitud cero. meridiano de Greenwich

Línea norte­ sur de la superficie del elipsoide, que conecta los polos norte y sur. meridiano de longitud

Meridia­ no imaginario opuesto al meridiano de mediodía, que marca la medianoche y que se desplaza hacia el oeste a un ritmo de 1 5 ' por hora. meridiano de medianoche

Meridiano imaginario que marca el mediodía solar y se desplaza hacia el oeste alrededor del globo a un ritmo de 1 5' por hora.

cia utilizado por el U .S. Land Office Surwey. mesa Meseta de cima plana poco ex­ tensa rodeada por acantilados, produci­ da en reg!.ones de estratos horizontales y cubierta por una capa resistente.

Superficie elevada, más o me­ nos llana y horizontal, cubierta por una formación de rocas sedimentarias o la­ vas resistentes y rodeada por un abrupto acantilado. ( E n un sentido amplio, cualquier superficie e levada rodeada de vertientes abruptas . ) meseta

Plantas adaptadas a hábi­ tats con un grado intermedio de hume­ dad y a una uniformidad en la disponi­ bilidad de agua en el suelo. mesófitas

mesopausa

sosfera.

Límite superior de la me­

Capa atmosférica en la que la temperatura disminuye con la altitud, situada entre la estratopausa y la mesopausa. mesosfera

Procesos que actúan en o cerca de la superficie de la tierra y que originan la disgregación física y la descomposición química de la roca y el regolito (Véase meteorización física y meteorización química. ) meteorización

esferoidal Forma­ ción de capas delgadas concéntricas de roca descompuesta cuando la meteori­ zación química penetra entre las diacla­ sas de la roca madre situada bajo una cubierta protectora de regolito. meteorización

meteorización física Ruptura de las rocas en partículas más pequeñas por la acción de las tensiones físicas en o cer­ ca de Ja superficie terrestre; también se denomina meteorización mecánica. meteorización mecánica teorización física.

Ver me­

química Cambios químicos que tienen lugar en Jos mine­ rales que forman las rocas a través de su exposición a las condiciones atmosféri ­ cas en presencia d e agua; i ncluye pro­ cesos �orno Ja oxidación, hidrólisis, reacción del ácido carbónico, y disolu­ ción directa. meteorización

meteorología Ciencia de la atmósfe­ ra; particularmente los fenómenos físi­ cos que ocurren en la baja atmósfera. método de datación radiocarbóni­

Método para determinar Ja edad absoluta por el análisis de la relación entre el carbono-14 y e l carbono ordina­ rio en los materiales orgánicos. ca

micra Unidad de longitud; una micra equivale a 0,0001 cm.

meridiano de mediodía

microclima

principal 1 ) Meridiano de referencia de longitud cero; se ha aceptado u niversalmente el meridiano de Greenwich. 2) Meridiano de referen-

Fragmento de cor­ teza continental y su litosfera de dimen­ siones subcontinentales.

meridiano

Clima que se encuentra en una capa de aire somera próxima al suelo, y que comprende Ja superficie del suelo y Ja comunidad vegetal con la que está en contacto. microcontinente

Glosarlo

micronutrientes Elementos que re­ sultan esenciales para el crecimiento orgánico, pero sólo en pequeñas canti­ dades (ver también macronutrientes) .

Ondas del espectro de radiación e lectromagnética cuya franja de longitud de onda está comprendida entre 0,03 cm y 1 cm, aproximada­ mente. microondas

Unidad de presión at­ mosférica; equivale a una milésima de bar. Bar es una fuerza de u n millón de dinas por centímetro cuadrado_

milibar (mb)

Unidad de la capa­ cidad de intercambio de cationes calcu­ lada como el peso de cationes en rela­ ción con el peso de suelo. millequivalente

naútica Unidad de longitud equivalente 2-proximadamente a un mi­ nuto de latitud, o u n minuto de longi­ tud medido sobre e l Ecuador; una milla náutica equivale a 1 ,85 km, más o menos. milla

Substancia sólida inorgánica homogénea, con una composición quí­ mica y una estructura física perfecta­ mente definidas. (Véase también mine­ mineral

rales máflcos, minerales minerales silíceos. )

félsicos,

Partículas m i ­ nerales, en su mayoría arenosas o limo­ sas, que forman la fracción química­ mente inactiva del suelo, distinguién­ dose así de las arcillas minerales y de los productos de meteorización. mineral del esqueleto

Grupo de minera­ les formado por e l cuarzo y los feldes­ patos; son de colores claros y una densi­ dad relativamente baja. (Véase también minerales félsicos

minerales máflcos. )

máflcos Minerales que constituyen las rocas, generalmente sili­ catos ricos en magnesio y hierro, oscu­ ros y de una densidad relativamente elevada. (Véase también minerales fél­ minerales

sicos.)

minerales pesados Grupo de mine­ rales con una densidad excepcional­ mente elevada, generalmente 4 g/cc o más, que suelen encontrarse en los se­ dimentos elásticos depositados bajo el agua.

En la ciencia de los suelos, los minerales silíceos ori­ ginales de las rocas ígneas y metamór­ ficas. minerales primarios

minerales secundarios En la ciencia de los suelos, minerales estables deriva­ dos de la alteración de los minerales primarios.

Viento de drenaje, local, ca­ racterizado por su aire frío, que rola por todo el valle del Ródano afectando el sector del sur de Francia_ mistral

Tiempo necesario para que una cantidad en el tiempo cero se reduzca a la mitad en un sistema de amortiguamiento exponencial.

mitad de la vida

Glosarlo

modelo anular de drenaje Red de drenaje dominada por corrientes subse­ cuentes concéntricas.

minerales silíceos de diversas rocas íg­ neas; se expande fuertemente cuando absorbe agua.

Mo­ delo de drenaje en forma de ramas de árbol, en el que las pequeñas corrientes toman diferentes direcciones y no muestran u n paralelismo o tendencia dominante,

monzón de invierno Flujo de aire continental, superficial, que circula desde la alta siberiana hacia las costas meridionales de Asia pasando sobre el sudeste asiático; sus características son las de un viento de componente norte fresco y seco.

modelo de drenaje dendrítico

Modelo de drenaje caracterizado por una serie paralela de grandes corrientes subse­ cuentes, cortadas en ángulo recto por numerosos afluentes menores; típico de las llanuras costeras y de las zonas de pliegues erosionados . modelo de drenaje en reja

Sistema de drenaje formado por corrientes que surgen en forma radial desde una cum­ bre central, tal como un domo sedimen­ tario o u n volcán_

modelo de drenaje radial

Condición natural estable en un clima húmedo en el que la erosión del suelo está contrarrestada por el mantenimiento de los horizontes cubiertos de vegetación en estado de equilibrio. modelo geológico

Repre­ sentación planimétrica de los objetos con su forma real y a escala verdadera, utilizado en los planos de arquitectura o ingenierí<1. modelo icónico (pictórico)

Moho (discontinuidad de Mohorovi­ cié) Superficie de contacto entre la

corteza y el manto de la tierra; se deno­ mina así por A. Mohorovicié, e l sismólo­ go que descubrió esta discontinuidad.

Orden de suelos pertene­ ciente a la Taxonomía de los Suelos compuesto por aquellos que poseen un epípedon móllico y una elevada condi­ ción básica. Mollisoles

Montaña aislada que se eleva en una penillanura, compuesta de una roca más resistente que la de la penillanura; relieve producido por la denudación en los climas húmedos. (Véase también pitón, inselberg. ) monadnock

monzón de verano Influjo del aire marítimo, a nivel superficial, que rola desde el océano Indico hacia el centro de bajas presiones asiático en la esta­ ción en la que el sol está a su máxima altura; está asociado c.on Ja estación llu­ viosa del clima tropical seco y húmedo y el clima de monzón asiático. morfología (pedología) Término general que indica la configuración de Ja superficie del terreno como un factor fundamental en la formación del suelo; comprende la pendiente del terreno, la orientación, así como el relieve. morrena Acumulación de derrubios rocosos arrastrados por un glaciar alpi­ no o un casquete glacial y depositados por el hielo, constituyendo un relieve deposicional. (Véase morrena de fon­

do, morrena interlobular, morrena lateral, morrena central, morrena de retroceso, morrena terminal.)

Morrena situada en la superficie de un glaciar alpino, com­ puesta por materiales arrastrados valle abajo a partir del punto de unión de dos glaciares. morrena central

Morrena formada de till distribuida bajo una gran exten­ sión de tierra que estuvo cubierta por un casquete de hielo.

morrena de fondo

Morrena pro­ ducida en el frente del hielo durante una parada temporal en la fase de retro­ ceso de un glaciar. morrena de retroceso

Morrena for­ mada entre dos lóbulos adyacentes de un casquete de hielo.

morrena interlobular

montada anticlinal

Larga y estrecha montaña o cordillera formada en un an­ ticlinal de estratos resistentes.

Morrena que se acu­ mula entre el hielo de un glaciar alpino y la pared del valle adyacente.

montadas t!n bloques fallados Ma­ sas de la c0rteza en forma de bloques elevados, bordeadas por fallas norma­ les; por ejemplo, una sucesión de blo­ ques levantados ( horst) o bloques incli­ nados.

Morrena deposi­ tada en el frente de un glaciar alpino o en el borde de un casquete glacial .

monte bajo Tipo de formación vege­ tal, o subtipo, compuesto por arbustos y con una cobertura foliar del 50 %. monte bajo semidesértico Subtipo de formación vegetal del semidesierto. monte bajo co Subtipo

semidesierto.

y arbolado semidesérti­ de formación vegetal del

M i neral arcilloso derivado por alteración química de los montmorillonita

morrena lateral

morrena terminal

movimiento epirogénico Lento le­ vantamiento o hundimiento de la corte­ za de una gran área, sin plegamientos o fallamientos apreciables. Mudstone Roca sedimentaria forma­ da por la litificación de barro. municipio del Congreso Unidades de tierra de 6 millas de lado, utilizadas por el U . S . Land Office Survey.

Di­ que construido paralelamente al cauce de un río aluvial, generalmente en la cresta del muro de contención natural, muro de contención artificial

525

para contener a la corriente en época de crecidas. (También denominado di­

que.)

Di· ques paralelos a un río aluvial en ambas orillas del cauce, construidos por la de­ posición de finos sedimentos durante los períodos de crecida. muro

de

contención

natural

Espesas acumulaciones de turba saturadas de agua producidas en la sucesión de turberas en las regiones de influencia glaciar del Canadá.

muskeg

Gran pliegue tumbado o man­ to de corrimiento que se ha movido horizontalmente en una distancia de muchos kilómetros; es una estructura típica de las colisiones tectónicas . nappe

Nieve granular que forma la capa superficial de la zona de acumula­ ción de un glaciar.

neviza

niebla Capa de nubes er. contacto con la superficie terrestre o marítima, o bien están muy próximos a ella (Véase

niebla de advección, niebla de irra­ diación. )

Niebla produci­ da por la condensación, en la base, de una masa de aire húmeda, al situarse ésta encima de una superficie terrestre o acuática fría. niebla de advección

Niebla produ­ cida por el enfriamiento de una capa de aire baja.

niebla de irradiación

Forma de precipitación consis­ tente en partículas de hielo formadas por sublimación. nieve

Nube baja, densa y es­ tratiforme que produce lluvia o nieve. nimbostratus

Arrastre de fragmentos ro· cosos del suelo de un glaciar por un movimiento repentino del hielo. nivación

nivel de base Superficie inferior o ni­ vel al que puede llegar un río bajo con­ diciones de estabilidad de la corteza terrestre y del nivel del mar; superficie imaginaria equivalente al nivel del mar proyectado tierra adentro.

Estadio de la corriente que corresponde con el lí­ mite inferior del nivel de crecida, y es el momento que el caudal está comple­ tamente dentro de los límites del canal.

Nivel freático de una capa de agua formado sobre u n acuicluido y situado por encima d e l n i ­ vel freático principal. nivel freático colgado

Pequeñas l íneas dibujadas en u n mapa topográfico para indicar la dirección e inclinación de las vertien­ tes.

normales

norte geográfico dero.

Ver norte verda­

magnético Dirección desde un punto determinado de la superficie de la tierra siguiendo un círculo máxi­ mo hacia el polo norte magnético.

norte

norte verdadero Dirección desde un punto de la superficie terrestre hacia el polo norte geográfico, siguiendo el me­ ridiano que pasa por ese punto; es lo mismo que norte geográfico.

Densa concentración atmosféri­ ca de agua o partículas de hielo suspen­ didas; el diámetro de estas partículas oscila entre 20 y 50 micras. nube

Nube de polvo y gas incandescente que desciende rápida­ mente por las laderas de un volcán.

nube ardiente

Nube que adopta una configuración globular, a menudo con una gran extensión vertical.

nube cumuliforme

Tipo de nubes que toman u n aspecto de manto o capa en el cielo. nubes estratiformes

(atmosférico) D im i nu t as partículas sólidas suspendidas en el aire que actúan como condensadoras del agua o del hielo. núcleo

la corriente en chorro Lí­ nea de mayor velocidad del viento que se produce dentro de la corriente en chorro.

núcleo de

masa de forma esférica que constituye el centro de la tierra, compuesta principalmente de hierro, con una zona exterior líquida y una interior sólida; está rodeado por el manto. núcleo de la tierra

Núcleos de condensación que tienden a absorber agua o humedad; generalmente lo sue­ len ser las partículas de sal. núcleos higroscópicos

Velocidad equivalente a una milla náutica por hora. nudo

nivel de encauzamiento

Altura de la su­ perficie de una corriente en u n momen­ to determinado. nivel de la corriente

Plano horizontal de referencia o base de altitud cero, siendo generalmente el nivel del mar, aplicado a un mapa topográfico. nivel de referencia

Límite superior de la zona de saturación.

nivel freático

526

Vidrio volcánico de color oscuro o negro compuesto por riolita. obsidiana

Término colectivo para designar todos los océanos del mundo.

océano mundial

Ciencia física de los océanos, para distinguirla de la oceanografía biológica.

oceanografía física

Extensiones de agua salada que ocupan las cuencas oceánicas de la tierra. (Véase también océano mun­ océanos

dial. )

Anticiclón en las capas altas de aire formada por la oclusión de una onda de Rossby.

oclusión anticiclónica

Depresión en las capas altas de aire formado por la oclu­ sión de una onda de Rossby. oclusión ciclónica

Ocrepts Suborden de los I nceptisols caracterizado por poseer un horizonte parduzco (epípedon ócric) formado por materiales alterados en, o próximos a, la superficie. central Corresponde al vórtice central , libre de nubes, de un ciclón tropical.

ojo

Tiempo que tarda en aumentar y disminuir el nivel de la co­ rriente, durante el transcurso de una avenida. ola de crecida

Rápido ascenso del nivel del agua en la costa, que puede estar acompañada de una incursión del ciclón tropical.

ola gigante

Se­ rie de olas marinas procedentes de un terremoto o de otra alteración del suelo marino que atraviesan la superficie del océano con una velocidad proporcional a la raíz cuadrada de la profundidad del agua. olas marinas sísmicas (tsunami)

oldland Término utilizado en las lla­ nuras costeras para designar la región rocosa antigua que bordea el límite in­ terior de los estrechos de la llanura cos­ tera.

Mineral máfico, silicato de magnesio y hierro sin aluminio, de co­ lor verde o marrón; mineral dominante en las rocas ígneas u ltramáficas. olivino

ondas de Rossby Ondulaciones hori­ zontales en la trayectoria del flujo de los vientos del Oeste en altura.

Lento movimiento de depre5iones dentro del cinturón de vientos del Este tropicales; va acompa­ ñado de perturbaciones en el tiempo y de fuertes aguaceros. ondas del Este

ondas

en

altura

Rossby.

Ver ondas de

Ondas del agua en las que las partículas se mueven en órbitas vertical·es, completando u n círculo orbital con e l paso d e cada ola.

ondas oscilatorias

sísmicas Ondas producidas por una falla u otra forma de ruptura de la corteza durante un terremoto y pro­ pagadas a través de la tierra sólida. ondas

Período pasado de clima más cálido que el actual; general· mente se refiere al estadio atlántico.

óptimo climático

órbita Trayectoria seguida por un pla­ neta en su revolución alrededor del sol,

Glosario

o por un satélite alrededor de un pla­ neta. geostacionaria Orbita de ciertos satélites que se mantienen en una posición fija, en un punto determi­ nado sobre el ecuador terrestre .

órbita

Orbita de los satélites por la que su plano orbital permanece en una posición fija con res­ pecto al sol.

órbita sincrónico solar

órdenes de suelos Son las diez clases de suelos que conforman el nivel supe­ rior dentro de las categorías de la Taxo­ nomía de los Suelos, correspondiente al Sistema Completo de Clasificación de los Suelos del U.S. Department of Agri­ culture.

Disposición de una pen­ diente con respecto los puntos cardina­ les, tomándola como un plano inclina­ do de la superficie terrestre. orientación

Etapa de gran deformación tectónica con intrusiones ígneas, pro­ ducida en un cinturón de margen conti­ nental largo y relativamente estrecho, como resultado de la formación de un nuevo límite de subducción en la cuen­ ca oceánica adyacente o por colisión continental. orogenia

Masa de rocas deformadas y rocas ígneas producidas durante una orogenia.

orógeno

Suborden de los Entisoks formado sobre superficies de erosión recientes de escasa profundidad hasta encontrar la roca consolidada (lecho rocoso) o materiales no consolidados (regalito ) , tal como el loess. Orthents

Orthids Suborden de los Aridisoles que carecen de horizonte argílico pero que poseen uno o más horizontes pedo­ génicos que se extienden al menos has­ ta los 25 cm por debajo de la superficie.

Suborden de los Spodosoles que poseen un buen drenaje y tienen además un horizonte B de acumulación de hierro, aluminio y humus. Orthods

Suborden de los Oxisoles que se halla en las regiones cálidas y húmedas caracterizadas por una corta estación seca, o incluso por su ausencia (régimen perúdico ) .

Orthox

Oscilación Meridional Inversión pe­ riódica de las presiones barométricas predominantes en dos regiones, una centrada en Darwin (Australia ) , y la otra en Tahití, en la parte oriental del océa­ no Pacífico; es un precursor del suceso del fenómeno del Niño; traducción del concepto anglosajón -Southern Oscilla­ tion· el cual formará parte del acróstico ENSO (Ver) .

Proceso de meteorización química en el que el oxígeno libre se une con los iones metálicos de los mi­ nerales produciendo óxidos minerales. oxidación

Orden de suelo pertene­ ciente a la Taxonomía de los Suelos

Oxisoles

Glosarlo

caracterizado por ser suelos muy viejos y muy meteorizados de las bajas latitu­ des; poseen además un horizonte óxico y una baja capacidad de intercambio de cationes. Molécula de gas formada por tres átomos de oxígeno, 03. ozono

Péndulo dise­ ñado para que se mueva libremente, cambiando su dirección siguiendo la rotación de la tierra sobre su eje. péndulo de Foucault

Superficie terrestre de poca altitud y escasos relieves produci­ da en la última etapa del ciclo de denu­ dación. penillanura

Etapa cli­ mática con temperaturas por debajo de lo normal que sucedió entre los años 1 45 0 y 1 850 de nuestra era, durante la cual los glaciares alpinos crecieron y se extendieron hacia niveles más bajos.

Pequeñ.a Edad del Hielo

Región geográfica situada en las llanuras de Uruguay y Argentina en su parte oriental; está caracterizada por el dominio de la pradera alta como tipo de formación vegetal natural.

Pampa

Continente hipotético que duró desde e l Paleozoico hasta e l Meso­ zoico, formado por la unión de los es­ cudos continentales de Laurasia y Gondwana. (Véase también deriva

Pangea

continental. )

Círculo imagina­ rio sobre la superficie terrestre, de di­ rección este-oeste, situado en u n plano paralelo al ecuador y perpendicular al eje de rotación. paralelo de latitud

1 ) Dos para­ lelos de latitud a lo largo de los cuales un cono secante intersecta la superficie de la tierra o de un globo. 2) Paralelos de latitud , ' cada 24 millas, utilizados como líneas de base secundarias por el U . S . Land Office Surwey. paralelos de referencia

partículas materiales Partículas sóli­ das o líquidas susceptibles de estar sus­ pendidas por largos períodos en la at­ mósfera.

Capa superfi­ cial de guijarros o arena gruesa fuerte­ mente encajados, que queda cuando las partículas más finas han sido arrastradas por deflación. pavimento desértico

ped

suelo.

Agregado individual natural del

Superficie rocosa suave­ mente inclinada que se encuentra en la base de una montaña o acantilado en una región árida.

pedimento

pedología C iencia que estudia el suelo en cuanto capa superficial natural susceptible de mantener plantas vivas; es sinónimo de edafología o también ciencia del suelo.

pedon Columna de suelo que se ex­ tiende hacia el interior, desde la super­ ficie hasta su límite en alguna forma de regalito o lecho rocoso. pendiente continental Suelo mari­ no suavemente inclinado situado al pie del talud continental y descendiendo gradualmente hasta la llanura abisal.

También llamada gradiente de la corriente es la propor­ ción con la que desciende un río en relación con la distancia que avanza; viene expresado en m/km, grados de inclinación, o tanto por ciento. pendiente del río

percolación por gravedad Despla­ zamiento de agua hacia el interior bajo la acción de la fuerza gravitatoria a tra­ vés de las zonas del agua de infiltra­ ción, y la intermedia, para alcanzar fi­ nalmente el nivel freático.

Suave perfil lon­ gitudinal desarrollado por un río en es­ tado de equilibrio. perfil de equilibrio

perfil de la vertiente Perfil de una vertiente dibujado a lo largo de la tra­ yectoria seguida por el agua desde la divisoria hasta e l cauce del río más pró­ ximo.

Conjunto de hori­ zontes que quedan expuestos en una de las caras de un pedon, o en una cara vertical y reciente expuesta en el suelo. perfil del suelo

perfil longitudinal Representación gráfica del curso de un río; la altitud se representa en la escala vertical y la dis­ tancia en la escala horizontal.

Gráfico en el que se representa la altitud en la escala ver­ tical y la distancia en la horizontal, de forma que el relieve se muestra a lo largo de un corte transversal como una línea que sube y baja. perfil topográfico

peridotita Roca ígnea formada por olivino y piroxeno; roca ígnea ultramá­ fica que compone gran parte del manto superior. perihelio Punto de la órbita elíptica de la tierra en el que ésta está más próxima al sol.

Longitud de la línea de contacto entre el agua de la corriente y su cauce.

perímetro húmedo

período del tiempo geológico Sub­ divisiones de las eras, cada una de las cuales abarca un período entre 35 y 70 millones de años. interglacial I ntervalo de clima templado en el que los hielos continentales se limitan a Groenlandia y la Antártida; intervalo entre dos gla­ ciaciones. período

Regalito y sustrato roco­ so permanentemente helados en los cli­ mas fríos de las regiones ártica y subár­ tica. permafrost

Propiedad de movi­ miento relativamente fáci l del agua del suelo a través de la roca o regalito. permeabilidad

527

petróleo Mezcla natural de comple­ jos hidrocarburos, incluyendo gas natu­ ral, crudo, y betún, pero suele utilizarse como sinónimo del crudo_

Crudo de base asfál­ tica de una densidad relativamente muy elevada.

petróleo pesado

Medida de la concentración del ion hidrógeno en una solución; el nú­ mero obtenido representa el logaritmo base 10 del inverso del peso en gramos de iones de hidrógeno por litro de agua. pH

pilancón (marmita de gigante) Ca­ vidad cilíndrica en el duro sustrato ro­ coso del cauce de un río producida por abrasión de una roca esférica que gira dentro de la cavidad.

Colina circular o montículo có­ nico, con un núcleo de hielo, encontra­ dos en las llanuras de la tundra ártica, donde está presente el permafrost. pingo

Instrumento que mide la intensidad de Ja insolación (radia­ ción de onda corta) incluyendo tanto el haz solar directo como la radiación in­ directa procedente de la difusión des­ cendente de la atmósfera. piranómetro

piroxenos Grupo de alumii10silica­ tos complejos ricos en calcio, magnesio y hierro, de color oscuro y elevada den­ sidad, clasificados dentro de los mine­ rales máficos. Por ejemplo: la Augita_

Bloque pro­ minente de granito u otra roca plutóni­ ca similar con la cima redondeada y frecuentemente con escamas de exfolia­ ción. pitón (Pan de Azúcar)

Cada uno de los valores de bri­ llo dentro de una imagen digital_

pixel

Roca metamórfica de grano fino que presenta una estructura de fo­ liación bien desarrollada. pizarra

placa litosférica Fragmento de la li­ tosfera que se mueve como una unidad en contacto con las placas litosféricas adyacentes a Jo largo de los límites de las mismas.

Suborden de los Inceptiso­ les que poseen un epípedon plaggen (grueso horizonte superficial compues­ to por materiales añadidos por el Hom­ bre a través de un largo proceso de actuación o tan sólo de poblamiento ) ; se suele hallar e n gran parte d e E uropa o en las islas Británicas. Plaggepts

Plano de separación entre estratos individuales en una secuencia de rocas sedimenta­ rias. plano de estratificación

Superficie de desliza­ miento entre dos masas de la corteza que se mueven una respecto a la otra durante el proceso de fallamiento.

plano de falla

plano de la eclíptica Plano imagina­ rio en el que se encuentra la órbita de la tierra.

528

plantas perennes desprovistas hojas Plantas perennes con tallos

de

car­ nosos, pero sin hojas funcionales. Por ejemplo Jos cactus. Son también cono­ cidas como cactiformes. plantas perennes suculentas Plan­ tas con hojas o tallos gruesos y carno­ sos. plantas perennifolias Árboles o ar­ bustos que mantienen la mayor parte de su follaje verde a lo largo del año.

Tipo de for­ mación vegetal dentro del bioma fores­ tal compuesto de árboles altos, dispues­ tos muy juntos unos de otros, y cuyas hojas son amplias; suelen ser perennes o bien semicaducifolias. pluviisilva ecuatorial

Tipo de forma­ ción vegetal semejante en su estructura a la selva ecuatorial pero cuya exten­ sión se restringe a la zona tropical, a lo largo de las costas afectadas por los vientos alisios. pluviisilva tropical

Tipo de plantas adaptadas para poder resistir grandes pérdidas de agua (xerófitas) mediante el engrose de sus tejidos volviéndolos más esponjosos, y en los que se pueden retener grandes cantidades de agua.

pluviómetro Instrumento empleado para medir Ja cantidad de precipitación que ha caído.

plataforma continental Suelo mari­ no suavemente inclinado y a poca pro­ fundidad adyacente a Ja l ínea de costa, que termina en el margen exterior del talud continental.

Marismas y llanuras de fango cerradas por diques y convertidas en un medio de agua dulce util izado para la agricultura, como ocurre en Holanda.

Superficie rocosa casi llana, inclinada hacia el mar, que se extiende desde Ja base de los acantilados marinos hasta la zona de aguas poco profundas de la rompiente.

poligonales de cuñas de hielo.

plantas suculentas

plataforma de abrasión

de hielo Acumulación de hielo glacial unido a un casquete y alimentado por éste y por Ja acumula­ ción de nieve. plataforma

Superficie terrestre plana cubierta de finos sedimentos o evaporitas, depositados en las aguas poco profundas de un lago en un clima seco. playa (desértica)

playa (marina) Acumulación de are­ na, grava o cantos en Ja zona costera.

Proceso de formación de pliegues; tipo de actividad tectónica. plegamiento

poiquilotermos sangre fría.

Ver animales de

polders

polígonos de cuñas de hielo

Redes

polígonos de piedras Redes casi cir­ cu lares de fragmentos rocosos gruesos encontradas en el medio ártico; se de­ nominan también aros de piedras.

La más pequeña y caracte­ rística unidad geográfica del suelo de un área determinada; está compuesta por pedons. polípedon

Punto de la superficie terrestre hacia el cual se orienta Ja brújula.

polo norte magnético

porcentaje de saturación de bases

Por­ centaje de cationes básicos intercam­ biables en relación con la Capacidad de Intercambio de Cationes ( C I C ) de un suelo determinado.

Pleistoceno

porosidad Volumen tot::l del espacio poroso en una cantidad determinada de roca; es una relación, exp;e�ada ell tér­ minos de porcentaje.

Pliegue con la cresta o eje inclinado hacia adelante o hacia atrás.

Pozo en el que el agua asciende por efecto de Ja presión hidráulica por encima del nivel freáti­ co, pudiendo alcanzar la superficie.

Epoca del Cenozoico, después del Plioceno y antes del Holo­ ceno. pliegue de cabeceo

pliegues Ondulaciones de Jos estra­ tos rocosos en forma de olas como re­ sultado de Ja compresión de Ja corteza; producto de Ja actividad tectónica. (Véase también anticlinal, sinclinal.)

Concentraciones de mate­ riales ricos en hierro, dispuesto gene­ ralmente a modo de manchas rojioscu­ ras, que se encuentran en Jos horizon­ tes profundos de suelos tales como los Oxisoles o Ultisoles y que son suscepti­ bles de adquirir una dura consistencia (laterita) debido a u n continuo secado y humectación. plintitas

pozo artesiano

pozo tubular Pozo de suministro de agua que posee un recubrimiento metá­ lico en su interior. de recarga Pozos tubulares utilizados para proveerse de una recar­ ga artificial ele agua de saturación. pozos

Tipo de formación vegetal dentro del bioma de pradera compues­ to por hierbas altas, dominantes, y for­ bias, subdominantes; se halla amplia­ mente extendida por las regiones con clima continental subhúmedo de las zo­ nas subtropicales y de latitudes medias. pradera

plutón Bloque de roca ígnea intrusi­ va. Ejemplos: batolito, dique.

pradera de hierba baja También lla­ mada pradera baja. Ver estepa.

pluviisilva de climas temperados.

Partículas de agua lí­ quida o sólida que caen a través de la atmósfera pudiendo alcanzar el suelo.

Ver bosque perennifolio de hoja an· cha, bosque laurifolio o laurisilva.

precipitación

Glosarlo

orográfica Precipita­ ción producida por el ascenso forzado de una masa de aire húmedo sobre una barrera montañosa.

precipitación

precipitado químico S e d i m e nto consistente en materia mineral precipi­ tada químicamente de una solución de agua, en la cual los materiales han sido transportados en forma de iones.

Presión ejerci­ da por la atmósfera a consecuencia de la acción de la gravedad que actúa so­ bre la columna de aire. presión atmosférica

Sis­ tema de contabilización diario, men­ sual , o anual, de la cantidad de precipi­ tación, evapotranspiración, reserva de agua, deficiencias y excedentes de agua. presupuesto hídrico del suelo

prisma acrecionario Masa de sedi­ mentos acumulados en forma de cuña en la parte inferior de la placa situada por encima de otra sometida a subduc­ ción.

Manipula­ ción matemática de las imágenes digita­ les, por ejemplo para matizar el contras­ te o realzar el perfi l . procesado de imágenes

Consiste en el cambio en la temperatura sensible de un gas, debido a su compresión o ex­ pansión y sin que exista un intercambio de calor con el exterior, es decir, sin ganancia ni pérdida de calor. proceso adiabático

Es la mezcla hori­ zontal de dos masas de aire, una fría y otra cálida en- borrascas y anticiclones de latitudes medias, resultado de un transporte meridional de calor, desde bajas latitudes hasta alcanzar las latitu­ des elevadas. proceso advectivo

Procesos geomor­ fológicos en los que las aguas corrien­ tes constituyen el agente modelador dominante, actuando como aguas de arroyada o como corrientes encauzadas. procesos fluviales

Conju nto de procesos básicos y reconocidos de for­ mación del suelo; incluyen, en su ma­ yor parte, las ganancias, las pérdidas, los movimientos o transformación de materiales dentro del suelo. procesos pedogénicos

producción primaria ción primaria neta.

Ver produc­

Propor­ ción con la que son acumu lados los hidratos de carbono en los tejidos vege­ tales dentro de un ecosistema determi­ nado; las unidades son gramos de mate­ ria orgánica seca por año y por metro cuadrado de superficie. producción primaria neta

producción sedimentaria Cantidad de sedimento arrastrado por las aguas de arroyada en una unidad de superfi­ cie determinada y en un período de tiempo determinado. productores marios.

Glosarlo

Ver productores pri­

Organismos que utilizan la energía lumínica para convertir el dióxido de carbono y el agua en hidratos de carbono a través del proceso conocido como fotosíntesis.

productores primarios

progradación Ampliación de una playa, cordón o flecha de arena por adi­ ción de sedimentos transportados por deriva litoral o materiales procedentes de aguas profundas. (Véase también re­ trogradación.)

promedio de oscilación Diferencia de altura entre la marea alta y la marea baja en un único ciclo de marea o como promedio de valor. proporción de los isótopos de oxí­ geno Proporción entre el oxígeno-18

y el oxígeno- 1 6 en los núcleos de sedi­ mentos oceánicos y en las capas de hie­ lo de Groenlandia. (Ver estadios de proporción de isotopos.)

Ordenación de capas rocosas capaces de atrapar y retener el petróleo o el gas natural. protector del depósito

Expan­ siones hipotéticas en forma de columna de rocas calientes del manto; parecen ser la causa de las cámaras magmáticas en las placas l itosféricas_

protuberancias del manto

proyección cartográfica Cualquier sistema ordenado de paralelos y meri­ dianos dibujado sobre una superficie plana para representar la superficie de la tierra. proyección cenital Proyección car­ tográfica en la que la red geográfica se centra en un punto y tiene simetría ra­ dial perfecta. conforme Proyección que conserva en el mapa la forma o contorno de cualquier pequeño rasgo de la superficie de la tierra.

proyección

proyección cónica conforme de Lambert Proyección cartográfica con­

forme del tipo cónico, que tiene dos paralelos de referencia.

proyección cónica secante Tipo de proyección cónica que utiliza un cono secante y tiene dos paralelos de refe­ rencia. proyección equiárea Tipo de pro· yecciones en el que una determinada área de la superficie de la tierra aparece en el mapa con su extensión relativa correcta, independientemente de su posición sobre el globo. estereográfica Proyec­ ción cenital conforme en el que cual ­ quier arco de círculo sobre el globo aparece como un arco de círculo sobre el mapa. proyección

homolográfica desde esas latitudes has­ ta los polos. Mercator Proyección cartográfica conforme con paralelos ho­ rizontales y meridianos verticales, cuya escala aumenta rápidamente al descen­ der en latitud. proyección

sinusoidal Proyección cartográfica conforme formada por para­ lelos horizontales rectos y meridianos sinusoidales. proyección

proyección

transversal de Merca­

Caso especial de la proyección de Mercator en el que el cilindro de refe­ rencia es tangente a un par de meridia­ nos opuestos. tor

proyección universal transversal de Mercator Caso especial de la proyec­

ción transversal de Mercator en el que el cilindro de referencia está en posi­ ción secante, cortando al globo por dos pequeños círculos paralelos de igual diámetro.

Grupo de proyecciones en el que la red geográfi­ ca se transforma para situarse en la su­ perficie de un cilindro desarrollado. proyecciones cilíndricas

cónicas Grupo de proyecciones en el que la red geográfi­ ca se transforma para situarse en la su­ perficie de u n cono desarrollado. proyecciones

Suborden de los Entiso­ les con textura arenosa (arenosa y fran­ ca arenosa) a lo largo del primer metro de profundidad. Psamments

psicrómetro Tipo de higrómetro que consta de dos termómetros, uno con el depósito constantemente humedecido, y otro normal.

Arco rocoso natural sobre el cauce de un río, formado por el estrangulamiento de un meandro enca­ jado. puente natural

pumita Escoria de color claro y de densidad muy baja; generalmente está compuesta de riolita. punto de marchitación Cantidad mínima de agua que debe haber en re­ serva en el suelo para que el follaje de las plantas no adaptadas a la sequía no se marchite_

Temperatura en la que el aire se satura.

punto de rocío

Punto en el que los rayos solares son perpendiculares a la superficie de la tierra. punto subsolar

Región baja de los llanos de H ungría, antiguamente cubierta por pradera alta.

Puszta

Proyec­ ción equiárea con paralelos rectos y ho­ rizontes y meridianos elípticos. proyección homolográfica

homolosena Proyec­ ción compuesta que consiste en la unión de una proyección sinusoidal hasta los 40º lat N y S, y una proyección

proyección

Pequeña playa, generalmente con forma de media luna formada en el fondo de una bahía y a menudo com­ puesta de cantos o guijarros_ rada

529

radar Banda de longitud de onda comprendida dentro de Ja región de las microondas que se extiende desde O, 1 cm hasta aproximadamente J os 1 00 cm. radiación contraria diación .

Ver contrarra­

Radiación electromagnética dentro de una longi­ tud de onda comprendida entre 0,2 y 0,3 micras y que configura gran parte de Ja energía del espectro de la radiación solar. radiación de onda corta

Radiación electromagnética emitida por la tierra, cuya longitud de onda se encuentra en­ tre 3 y 50 micras. radiación de onda larga

electromagnética Forma ondulatoria de energía irradiada por cualquier substancia que posea calor; viaja a través del espacio a la velocidad de la luz. radiación

Radiación elec­ tromagnética con una longitud de onda muy corta, tal como los rayos X o la radiactividad, susceptible de ionizar a los átomos expuestos a la radiación.

radiación ionizante

radiación neta Diferencia en intensi­ dad entre toda la energía entrante (can­ tidad positiva) y toda Ja energía que sale (cantidad negativa) transportadas tanto por la radiación de onda corta como por Ja radiación de onda larga. radiación terrestre Radiación de onda larga emitida por las superficies acuáticas o terrestres y que traspasa a las capas su periores de la atmósfera.

Zonas de un río con fuerte gradiente en las que la velocidad de la corriente es muy elevada.

rápidos

rastro espectral Singular reflejo es­ pectral de una superficie u objeto por el que es posible identificarlo; para el ojo, esto es el -color. de la superficie u ob­ jeto.

Resta­ blecimiento del agua consumida, a tra­ vés de la infiltración del agua de lluvia. recarga de agua en el suelo

recarga de la reserva de agua Res­ tauración del agua almacenada en el suelo durante los períodos que la preci­ pitación excede a las pérdidas de agua por evapotranspiración potencial (re­ querimientos de agua) .

Rea­ limentación del agua de saturación me­ diante el movimiento del agua hacia zonas del interior a través de la zona de aireación, o a partir de los canales de las corrientes , o a través de los pozos de recarga. recarga del agua de saturación

Amplia disminución de los glaciares durante un período de clima cálido, dando paso a un período interglacial . recesión glacial

Ordenamiento estruc­ tural interno tridimensional de los áto­ mos o iones que conforman un cristal mineral.

red cristalina

Red ordenada de pa­ ralelos y meridianos sobre la superficie del globo, utilizada para fijar la localiza­ ción de los puntos de la tierra.

red geográfica

Reflexión de la radiación de onda corta procedente del sol en la superficie superior de las nubes, devolviéndola de nuevo al espa­ cio.

reflexión de las nubes

reflexión difusa Forma de disper­ sión de los rayos solares, por las que éstos son desviados o reflejados por las diminutas partículas de polvo o partícu­ las de las nubes. reflujo Flujo de la corriente de marea en dirección al océano en una bahía o en la desembocadura de un río. refracción de las olas Desviación del frente de la ola al entrar en aguas poco profundas, causada por los cam­ bios de profundidad.

Superficie desértica protegida por una capa de guijarros, resultado de una deflación continuada; se encuentra en el desierto del Sáhara del norte de África.

rayos gamma Radiación de alta ener­ gía cuya longitud de onda es extrema­ damente corta (posee una elevada fre­ cuencia) y constituye la última del es­ pectro electromagnético.

reg

Por­ ción de la radiación electromagnética cuya longitud de onda está comprendi­ da entre los 0,7 y 200 micras.

régimen ácuico Tipo de régimen de humedad del suelo en el que éste está saturado de agua la mayor parte del tiempo debido a que el nivel freático está en superficie o próximo a ella du­ rante la mayor parte del af\o.

rayos infrarrojos (radiación)

ultravioleta Radiación elec­ tromagnética cuya longitud de onda está comprendida entre 0,2 y 0,4 micras. rayos

X Forma de radiación de alta energía con una longitud de onda ex­ tremadamente corta (alta frecuencia) y situada al final del espectro electromag­ nético.

rayos

reacciones fotoquímicas Reaccio­ nes químicas que suceden en el aire contaminado estimuladas por la acción de la luz solar sobre Jos contaminantes gaseosos, obteniéndose nuevos com­ puestos tóxicos o gases.

530

Régimen hídrico del suelo para suelos cálidos, los cuales no están más allá de 90 días consecuti­ vos con todo el perfil , o parte de él, humedecido (es conocido también como régimen tórrico) . régimen

arídico

Régimen térmico del suelo en el que la temperatura anual del suelo es mayor de O ºC pero inferior a 8 ºC .

régimen críico

frígido Régimen térmico del suelo cuya temperatura media anual

régimen

se situa por debajo de los 8 ºC, y las diferencias entre las medias de la esta­ ción más cálida y la más fría de las temperaturas del suelo superan Jos 5 ºC. Tipo ca­ racterístico de presupuesto hídrico anual de un suelo, adaptado a Jos pro­ pósitos de clasificación y definición de Jos suelos en términos de las condicio­ nes que predominan en el control del agua del suelo.

régimen hídrico del suelo

Régimen tér­ mico del suelo en el que la temperatura media del suelo anual es superior a 22 º C .

régimen hipertérmico

mésico Régimen térmico del suelo cuya temperatura media anual es superior a 8 ºC, pero inferior a 1 5 ºC, mientras que la diferencia entre las temperaturas medias de las estaciones cálida y fría es mayor de 5 º C . régimen

régimen pergélico Régimen térmico del suelo cuya temperatura media anual es inferior a O º C . térmico Régimen térmico del suelo cuya temperatura media del suelo es superior a 15 ºC pero inferior a 22 º C , y Ja difere1-:ria entre las tempera­ turas medias entre la estación más fría y Ja más cálida es mayor de 5 º C . régimen

Ciclo anual característico de la temperatu ­ ra del suelo definido en términos de su temperatura media anual, y la diferen­ cia entre las temperaturas de las esta­ ciones más cálida y Ja más fría . régimen térmico de los suelos

Ver régimen arídi­

régimen tórrico co.

Régimen hídrico del suelo correspondiente a Jos c:in,as hlí­ medos, en el que el suelo no está seco en ninguna parte del perfil más allá de 90 días al af\o, y existe un excedente hídrico que permite al agua desplazarse a través del perfil en, al menos, algún momento del af\o. régimen údico

Régimen hídrico del suelo en el que éste presenta una mo­ derada cantidad de agua almacenada en el período en el que las condiciones son favorables al crecimie;nto vegetal; el suelo no se hiela, pero presenta seque­ dad durante 90 o más días no consecuti­ vos a lo largo del af\o, en la mayoría de los aftos. régim� ústico

Régimen hídrico del suelo que se aplica a áreas de clima mediterráneo con largos y secos vera­ nos y con lluviosos inviernos. régimen xérico

·

térmicos Serie general de regímenes de temperaturas del aire, basada en ciclos anuales característicos de temperaturas medias mensuales del aire. regímenes

Extensa superficie continental u oceánica sobre la que una masa de aire adquiere una temperatura y un grado de humedad característicos.

región manantial

Glosarlo

región próxima del infrarrojo

da estrecha de longitud de onda prendida dentro de la región del rrojo y que está inmediatamente cente a la banda del rojo, dentro región de la luz visible.

Ban· com· infra. adya· de la

moción del regalito o el sustrato por parte de los agentes de erosión. Ejem· plos: caí'lón, circo glacial, acantilado marino.

regiones

Relieves modela· dos por la acción de las aguas corrien· tes.

morfogenéticas. )

Relieves produci­ dos directamente por los procesos te­ rrestres internos de la actividad volcáni ca y tectónica. Ejemplos: volcanes, es· carpes de falla. (Véase también relie­

climogenéticas Concepto de una clasificación de las superficies de la tierra en varios tipos básicos de paisaje, cada uno de los cuales presenta unos relieves determinados únicamente por el clima. (Equivale a regiones regiones morfogenéticas nes climogenéticas.

Ver regio­

regiones plegadas Regiones con pliegues de débil inclinación. regolito Capa de partículas minerales situada sobre la roca madre; puede deri· varse por meteorización del sustrato rn· coso (regalito residual) o por transpor· te y deposición desde otras localizacio· nes (regalito transportada) . El uso ge­ dógico del término comprende q1mbién el suelo solum. (Véase también regoli­ to residual, regolito transportado. )

Regalito formado por la alteración de la roca madre exis· tente directamente bajo ella. (Véase también regolito transportado. ) regolito residual

Regalito for· mado por materia mineral transportada por los agentes modeladores desde una fuente lejana y depositada sobre el anti· guo regalito o sobre la roca madre. Ejemplos de ello son el limo de los lechos de inundación de los ríos, la arcilla de los lagos, o la arena de las playas. (Véase también regolito resi­

regolito transportado

dual.)

rejuvenecimiento de masas terres­ tres Etapa de rápida denudación flu­

vial originada por un rápido levanta· miento de la corteza.

Etapa de rápida degradación (excavación ) para restablecer el equilibrio inicial, después de que se haya producido un levantamiento de la C'Jrteza o un des­ censo del nivel del mar. rejuvenecimiento de un río

(topográfico) : Desnivel exis­ tente en promedio entre los puntos más el evados y los más bajos de lugares ad­ yacentes, como por ejemplo las cimas de las montaí'las y las profu ndidades de los valles. relieve

relieves Configuraciónes de la super­ ficie de la tierra que toman diferentes formas y están producidos por procesos naturales. Ejemplos: colina, valle, mese­ ta. (Véase relieves deposicionales,

relieves erosionales, relieves inicia­ les, relieves secuenciales. ) relieves deposicionales Relieves se· cuenciales creados por la deposición de los sedimentos por parte de un agente de denudación. relieves erosionales Tipo de relie· ves secuenciales modelados por la re·

Glosarlo

relieves fluviales

relieves iniciales

·

ves secuenciales. )

Relieves pro·
Suborden de los Mollisoles formados sobre materiales calcáreos, como substrato, y con más del 40 % de carbonato cálcico en algún horizonte dentro de los primeros 5 0 cm de la par· te superior del suelo, pero, sin embar· go, sin la presencia de un horizonte de acumulación de carbonato cálcico. Rendolls

En la destrucción de ver· tientes, el extremadamente lento des· plazamiento hacia abajo del suelo (rep· tación del suelo) o de fragmentos de roca bajo la acción de la gravedad debi· do a la agitáción continua o estacional de las partículas. Ver reptación del reptación

suelo.

Movimiento en dirección de la pendiente de una masa de regolito como resultado de la conti· nua perturbació.Ú de sus partículas por actividades tale� como el hielo-deshie· lo, los cambios de temperatura, o hu· mectación y desecación del suelo.

reptación del suelo

requerimientos hídricos potranspiración potencial.

Ver eva­

Canti· dad real de agua retenida en la zona del agua de infiltración en un instante de­ terminado; generalmente aplicado a la capa del suelo comprendida en los 300 cm desde la superficie. reserva de agua en el suelo

respiración Proceso metabólico por el que los compuestos orgánicos son oxidados dentro de cada una de las cé· lulas produciendo energía bioquímica y calor. retención superficial cies de retención .

Ver superfi­

diagonal Evolución del perfil de una vertiente en el que el ángulo de inclinación disminuye con el paso del tiempo. retroceso

retroceso paralelo Evolución del perfil de una vertiente en el que el ángulo de inclinación permanece cons· tante durante el proceso.

Retroceso de una lí­ nea de costa, playa, acantilado marino o escarpe marino por la acción de las olas. (Véase también progradación.) retrogradación

verde Grandes avances en la seguridad de incremento en la propucción agrícola en las naciones en desarrollo debido a la util ización de nuevas razas genéticas de trigo y arroz, y la aplicación de una mayor energía en los cultivos. revolución

detrítica Corriente de barro muy líquido cargada con sedimentos de muy diferentes tamaños, generadas por las lluvias torrenciales esporádicas en las escarpadas vertientes montaí'losas.

riada

Depósito de aluviones acumulado en la parte interior de un meandro aluvial. ribera aluvial

Estrecha depresión en for· ma de fosa situada a lo largo de la línea central de la cordillera medio-oceánica y considerada como un límite activo del suelo marino. rift axial

rift valley Valle en forma de fosa con vertientes paralelas y abruptas; esencial· mente es una fosa entre dos fallas nor· males; asociado con la expansión de corteza. (Véase también rift axial . ) río alóctono Corriente que fluye a través de una región de clima seco y cuyo caudal proviene de terrenos más el evados donde sí existe un excedente hídrico.

Río (corriente de agua) de escasa pendiente que fluye sobre espesos depósitos de aluviones, y cuyo lecho de inundación sufre generalmen· te una riada anual. río aluvial

·

Río con su gradiente ajustado para alcanzar un estado en el que el promedio de trans­ porte de carga se equilibre con el pro· medio de aportaciones de carga; condi· ción establecida durante un largo perío· do de aí'los.

río en estado de equilibrio

riolita Roca ígnea estrusiva de com· posición granítica; aparece en forma de lava o tefra.

Agregado natural de minerales en estado sólido; generalmente es dura, y está formada por una o más variedades minerales.

roca

roca de depósito Roca porosa capaz de mantener una gran concentración de petróleo.

Término general que designa las rocas de la capa superior de la corteza continental, compuesta sobre todo por rocas ígneas félsicas y rocas metamórficas; tienen una composición similar a la del granito. roca granítica

roca ígnea Roca solidificada a partir de un estado de fusión a temperatura muy elevada; roca formada por el en­ friamiento del magma. (Ver rocas íg­

neas extrusivas, rocas ígneas félsi­ cas, rocas ígneas intrusivas, rocas ígneas máficas, rocas ígneas ultra­ máficas.)

Roca estable con respec· to a las capas superiores, relativamente roca madre

S3 1

poco alterada por los procesos de me­ teorización. Prominencia del sustrato rocoso formada por abrasión glacial.

medo, en u n cinturón adyacente al bos­ que monzónico y a la pluviisilva ecuato­ rial.

rocas aborregadas

rocas ígneas extrusivas Rocas pro­ ducidas por la solidificación de lava o por fragmentos sólidos expulsados por los volcanes (tefra) . (Véase también ro­ cas ígneas intrusivas.)

Rocas ígneas compuestas fundamentalmente por mi­ nerales félsicos.

rocas ígneas félsicas

rocas ígneas intrusivas Rocas íg­ neas formadas por la solidificación de 1 magma bajo la superficie, en contacto con rocas antiguas. (Véase también ro­ cas ígneas estrusivas. )

Rocas ígneas compuestas principalmente por minera­ les máficos. rocas ígneas máflcas

Rocas íg­ neas compuestas casi enteramente de minerales máficos, generalmente olivi­ no o piroxeno.

rocas ígneas ultramáflcas

Rocas alteradas en su estructura física o en su composi­ ción química por acción del calor y la presión, o por introducción de nuevos elementos, procesos que tienen lugar a grandes profundidades. rocas metamórficas

Roca formada a partir de acumulaciones de sedimentos por el proceso de litificación (diagéne­ sis ) . roca sedimentaria

Ruptura d e l a s olas a l acercarse a l a línea d e costa.

rompiente

Movimiento de giro alrededor de su eje. rotación de la tierra

y quema Sistema agrícola prac­ ticado en la pluviisilva de bajas latitu­ des consistente en aclarar pequeñas parcelas y después quemar toda la vege­ tación cortada consiguiendo de este modo formar pequeños campos que pueden ser cultivados durante breves períodos. roza

rumbos de cuadrante de la brúju­ la Sistema para medir la orientación

que utiliza cuatro divisiones de la brú­ jula referidas a los cuatro puntos cardi­ nales.

Extensión de la corteza y litosfera continental que origi na la aparición y desarrollo de un siste­ ma de rift valley, creándose con el tiem­ po nueva litosfera oceánica y una nueva cuenca oceánica. ruptura continental

-

sabana de árboles esclerófllos australiana Formación vegetal subtipo

del bioma de sabana, que está domina­ da por especies de eucaliptus y que se extiende por toda Australia Oriental.

sabana de hierbas y desierto espino­ so Subtipo de formación vegetal del

semidesierto espinoso. sabana espinosa

y de hierbas al­ tas Tipo de formación vegetal transi­ cional entre el bioma de pradera y el bioma de sabana; está compuesto por árboles ampliamente espaciados y pra­ dera abierta.

Término gene­ ral que designa la parte de la corteza continental estable adyacente a un cin­ turón tectónico activo, tal como una zona de subducción o una zona de coli­ sión. saliente continental

Precipitación de las sa­ les solubles dentro del suelo.

salinización

Salto, impacto y rebote de los granos de arena esféricos transporta dos por el viento sobre una superficie de arena y guijarros. saltación

Viento del Este, caluroso y seco generalmente, que rola desde la región desértica interior del sur de Cali fornia pasando por encima de las cade­ nas montañosas costeras para alcanzar el océano Pacífico.

Santa Ana

Suborden de los Histosoles que suelen estar saturados de agua la mayor parte del año, o bien poseen u n drenaje artificial; su material está tan descompuesto que después de ser tra­ bajado sólo conserva un 1 0 %, o menos, de volumen que permanezca como fi­ bras. Saprists

saprolita Capa superficial de rocas ígneas o metamórficas, ricas en arcilla, profµndamente alteradas, formada en climas cálidos y húmedos; es una forma de regolito residual. scanner multiespectral Instrumento de teledetección dispuesto sobre un aparato de aviación o espacial , que re­ coge simultáneamente múltiples imá­

genes digitales (imágenes multies­

del terreno. Generalmente, las imágenes se recogen en cuatro u ocho bandas espectrales.

pectrales)

secciones Unidades de tierra de una milla cuadrada utilizadas por el U . S . Land Office Survey. sedimentación ácida da.

Ver lluvia áci­

sedimentación de contaminantes

Tipo de formación vegetal compuesta por un arbolado am­ pliamente espaciado y una capa de hier­ bas, como estrato bajo; se ubica en las regiones con clima tropical seco y húsabana arbolada

532

Caída debida al influjo de la gravedad de las partículas de contaminantes at­ mosféricos, posándose en el suelo. Materia mineral derivada directa o indirectamente de una roca

sedimento

preexistente, y materia orgamca origi­ nada por los procesos de la vida, gene­ ralmente transportada y depositada por un agente modelador. Sedimento com­ puesto por partículas arrancadas por medios físicos de la roca madre. sedimento elástico

glaciofluvial Sedimento acumulado a partir del agua de fusión de un glaciar.

sedimento

Sedimen­ to acumulado en el suelo de un lago glacial marginal. sedimento glaciolacustre

piroclástico Sedimento formado por partículas expulsadas por los volcanes en forma de tefra o ceniza volcánica. sedimento

sedimentos

biogénicos

mentos orgánicos.

Ver sedi­

Sedimen­ tos formados por su precipitación a par­ tir de un medio acuoso. sedimentos hidrogénicos

sedimentos no elásticos Tipo de se­ dimentos formado por compuestos mi­ nerales precipitados de una solución química o de la actividad orgánica. orgánicos Sedimentos formados por restos de plantas o anima­ les, o por materia mineral producida por la actividad de plantas y animales. sedimentos

Separación de los diferen­ tes tamaños de partículas sedimentarias mediante la acción de las corrientes eó­ lica o acuática.

selección

Tipo de formación ve­ getal dentro del bioma desértico, com­ puesto por vegetación arbustiva xerofí­ tica con un estrato herbácec poco desa­ rrollado; los subtipos son el monte bajo semidesértico y el monte b;;jo y arbu!a­ do semidesértico. semidesierto

Tipo de for­ mación vegetal dentro del bioma desér­ tico, que corresponde a una transición entre e} bioma de pradera y el bioma de sabana; está compuesto por árboles y arbustos xerofíticos. semidesierto espinoso

sensores remotos Término con el que se designa el conjunto de instru­ mentos de retención o ingenios, utiliza­ dos en teledetección.

Períodos con una precipita­ ción substancialmente menor que la que se suele registrar en promedio du­ rante el mismo período en otros años, y que en condiciones de normalidad sus­ tentaría la producción de cultivos ali­ menticios.

sequía

Grieta de tensión en el frágil hielo superficial de un glaciar.

serac

En una sucesión ecológica se denomina así a la secuencia de comuni­ dades bióticas que siguen una a la otra a fin de lograr un estadio final estable o

serie

clímax.

Glosarlo

Óxidos de aluminio o hierro con una proporción de dos áto­ mos de aluminio o hierro por tres áto­ mos de oxígeno.

sesquióxidos

silicalización Proceso pedogénico por el cual se aumenta la proporción de sílice en un horizonte debido a que es el único material que permanece mien­ tras los demás minerales son elimina­ dos.

Minera­ les que contienen sílice y oxígeno de forma que cuatro átomos rodean a un átomo central de silicio. silicatos, minerales silíceos

Dióxido de silicio en cualquier forma mineral, incluyendo la forma cristalina del cuarzo y la forma parcial­ mente cristalina o amorfa de la calcedo­ nia. sfiice

Plutón en forma de lámina, origi­ nado cuando el magma es forzado a introducirse en una separación natural de la roca, como por ejemplo e!Jtre dos estratos de una secuencia de rotas sedi­ mentarias. sill

sinclinal Plegamiento de las rocas es­ tratificadas originando una estructura en forma de valle; tipo de pliegue_ (Véase también anticlinal. )

Montaña alargada o alineación de laderas abruptas origi­ nada por la erosión de un sinclinal. sinclinal colgado

Sistema de materia y energía con un límite a través del cual la energía y la materia pueden entrar o salir del sistema. (Véase también siste­

sistema abierto

ma cerrado. )

sistema alpino Sistema global d e ca­ denas alpinas, la mayoría formadas du­ rante la actividad tectónica del Ceno­ zoico, pero incluyendo también algu­ nos cinturones inactivos adyacentes afectados por la actividad tectónica me­ sozoica. sistema cerrado Sistema de flujo que se contiene a sí mismo, con unos lími­ tes a través de los cuales no se inter­ cambia materia o energía con el exte­ rior. (Sólo el sistema cerrado de materia es capaz de existir en el reino global . ) (Véase también sistema abierto.) sistema completo de clasificación de los suelos Proyecto de clasificación

de los suelos desarrollado durante las décadas de los 50 y de los 60 por edafó­ logos del U .S. Department of Agricu ltu­ re y otros científicos; antes conocida como la Séptima Aproximación. (Véase también Taxonomía de los Suelos_ ) sistema de amortiguamiento expo­ nencial Cualquier sistema físico en el

que una cantidad inicial dism inuye con el tiempo de acuerdo con una función exponencial negativa. En carto­ grafía, cualquier sistema de líneas orde­ nadas que se emplean para determinar sistema de coordenadas

Glosarlo

las posiciones de los puntos. Ejemplo: coordenadas geográficas de la red geo­ gráfica. Red ramificada de cursos fluviales y vertientes que de­ saguan en ellos, limitada por unas divi­ sorias de aguas, y que convergen en un único canal de evacuación de aguas. sistema de drenaje

sistema de flujo de energía Sistema abierto 4ue recibe una entrada de ener­ gía, produce un flujo interno, una trans­ formación y almacenaje de la energía, y tiene, por último, una salida de esta energía. sistema de flujo de materia Sistema de flujos interconectados de la materia, pudiendo constituir un sistema abierto o cerrado.

Son sistemas senso­ res remotos que emiten un haz de ener­ gía ondulatoria producida por el hom­ bre, a modo de fuente, y miden la intensidad de la energía de nuevo refle­ jada hacia dicha fuente de emisión.

sistemas activos

Serie de siste· mas geomorfológicos, cada uno de los cuales contiene una combinación única de niveles de intensidad de los proce­ sos de denudación básicos.

sistemas climáticos

pasivos Sistemas electro­ magnético� de percepción remota que miden la energía reflejada o emitida por un objeto o superficie. sistemas

Sistemas de tele­ detección que emplean un haz de escu­ driñe (scanning) y generan así imáge­ nes sobre la escena explorada. sistemas scanning

Acróstico de ·Side-looking air­ borne radar-; sensor remoto que utiliza sistemas sensores radar que envían sus pulsaciones hacia cada lado del avión. SLAR

smog Es el resultado de la mezcla de partículas materiales con contaminan­ tes químicos en las capas bajas de la atmósfera, formando una espesa nebli­ na sobre las áreas urbanas.

Hueco formado en la base de un acantilado marino, en el lugar en el que se concentra el impacto de las olas.

socavadura

Substancias en estado sólido que pueden resistir los cambios de for­ ma y volumen.

sólidos

Variedad de corrimiento de tierras en la que la capa saturada de 1 permafrost se desplaza lentamente por la ladera de la montaña, produciendo múltiples terrazas y lóbulos. solifluxión

tración y que contiene en disolución gases atmosféricos e iones. solum

Ver suelo solum.

Método de re­ presentación del relieve en los mapas topográficos, mediante la util ización de sombras que varían de acuerdo con el aspecto del relieve. sombreado plástico

Orden de suelos dentro de la Taxonomía de los Suelos, com­ puesto por aquellos que se caracterizan por tener un horizonte spódico, un ho­ rizonte álbico, una baja capacidad de intercambio de cationes ( C I C ) y una carencia de materiales carbonatados.

Spodosoles

Tipo de nube corres­ pondiente a la familia de las nubes ba­ jas; forman una capa de masas de nubes densas e individuales. stratocumulus

Tipo de nube correspondien­ te a la familia de nubes bajas formada por una capa nubosa densa y gris oscu­ ra.

stratus

Descenso del borde de una placa litosférica en la astenosfera, pasando bajo el borde de la placa adya­ cente en un límite activo.

subducción

sublimación Proceso de cambio del estado gaseoso a sólido o viceversa. Ejemplo: evaporación de la nieve, for­ mación de escarcha.

Segundo nivel de clasificación de los suelos den­ tro de la Taxonomía de los Suelos.

subórdenes de los suelos

Descenso de una enorme masa de aire en la región central de un anticiclón. subsidencia de aire

Sistema de energía incluido por completo dentro de otro sistema mayor.

subsistema de energía

Sistema secun­ dario de flujo de materia incluido den­ tro de un sistema material mayor. subsistema material

substracción del agua de la reser­ va Consumo del agua almacenada en

el suelo en los períodos en los que la evapotranspiración supera los aportes de agua por precipitación; se calcula mediante la diferencia entre la evapo­ transpiración real (agua utilizada) y la precipitación. Subtipo de los climas secos en el que en ningún mes existe unas reservas de agua en el suelo superiores a 2 cm.

subtipo climático desértico

solsticio de verano

subtipo climático húmedo Subtipo de los climas húmedos en los que el excedente hídrico anual es de 1 mm o mayor, pero inferior a 60 cm; el exce­ dente hídrico anual supera el déficit anual.

Solución acuosa retenida en el suelo como agua de infil-

subtipo climático perhúmedo Sub­ tipo correspondiente a los climas hú­ medos cuyo excedente hídrico del sue­ lo es mayor o igual a 60 cm.

Solsticio que acontece el 21 o 22 de diciembre, cuan­ do la declinación solar es de 23 1 /2° S. solsticio de invierno

Solsticio que tie­ ne lugar el 2 1 o 22 de junio, cuando la declinación del sol es de 2 3 1 /2° N.

solución del suelo

5 33

subtipo climático semiárido (este­ pa) Subtipo del clima seco en el que

la reserva de agua en el suelo es igual o mayor de 6 cm en al menos dos meses al año. subtipo climático semidesértico

Subtipo de los climas secos en los que las reservas de agua en el suelo supera los 6 cm en menos de dos meses al año, pero es superior a 2 cm en al menos un mes. subtipo climático subhúmedo Sub­ tipo de los climas húmedos cuyo déficit hídrico anual de agua en el suelo es mayor que cero, pero menor de 1 5 cm.

Forma de suce­ sión ecológica que es auto-reproducti­ va, es decir, del resultado de la acción de los vegetales y de los animales por sí mismos, no de agentes externos. sucesión autógena

Sucesión en el tiempo (secuencia) de comunidades características de plantas y animales so­ bre un área determinada con nuevas tie­ rras, terrenos clareados de cobertura ve­ getal por quema o desmonte, u otros agentes. sucesión ecológica

Sucesión eco­ lógica típica de lagos de poca profundi­ dad y de origen glaciar, en la que en un estadio final de la sucesión la cuenca del lago se rellena completamente con turba de agua dulce.

sucesión en turberas

Sucesión ecológi­ ca que se inicia sobre unos sedimentos minerales de reciente factura. sucesión primaria

Sucesión eco­ lógica que se inicia sobre lugares anti­ guamente con vegetación pero que fue­ ron perturbados por agentes tales como un incendio, una avenida o un huracán. sucesión secundaria

antiguos campos For­ ma de sucesión secundaria típica de un campo abandonado tal como podría en­ contrarse en el clima continental húme­ do o en el húmedo subtropical en las regiones centrales y orientales de los Estados Unidos; una forma de sucesión autógena. sucesión sobre

Adjetivo que se aplica a aquellas hojas y tallos engrosados, es­ ponjosos y susceptibles de retener grandes cantidades de agua.

Aquella parte del suelo formada por los horizontes A y B ; zona del suelo en el que las raíces vivas de las plantas ejercen un control sobre los horizontes del suelo.

suelo solum

suelos básicos Condición de las so­ luciones del suelo que se presenta cuando la gran mayoría de los cationes retenidos por los coloides del suelo son cationes básicos, o simplemente bases .

Superficies de suelo con pequeñas acanaladuras, o estrías, formadas por el fregamiento de una masa de suelo contra otra, cuando el suelo está en un estado plástico debido a su contenido en humedad; es corrien­ te en los Vertisoles.

suelos estriados

Capa superficial terrestre y na­ tural que contiene materia viva en su interior y que mantiene o es capaz de sostener vegetación.

suelo

Gran división topográfica de las cuencas oceánicas que comprende las zonas profundas, incluyendo las llanuras abi­ sales y las colinas bajas. suelo de la cuenca oceánica

poligonal Término general que designa las superficies del suelo que presentan formas poligonales, in­ cluyendo los polígonos de piedras y los polígonos de cuñas de hielo.

suelo

534

tarn Pequeño lago que ocupa una cu­ beta en un valle o circo glacial. Taxonomía de los Suelos Sistema ta­ xonómico de clasificación de los sue­ los; parte del Sistema Completo de Cla· sificación de los Suelos.

Rama de la geología rela­ cionada con la actividad tectónica y los fenómenos que produce. (Véase tam­ bién tectónica de placas, actividad tectónica

tectónica . )

sumersión

costera Exposición de los relieves submarinos por un descen­ so del nivel del mar o un levantamiento de la corteza.

tectónica de placas Teoría que inter· preta la actividad tectónica de las placas litosféricas, sus interrelaciones presen· tes y pasadas, y la influencia de su acti­ vidad sobre todos los aspectos de la geología.

sumidero Depresión superficial o ca­ vidad caliza, que conducen hacia las ca­ vernas.

tefra Término colectivo que designa todas las partículas sólidas expulsadas por los volcanes.

superficie de ca Superficie

presión

hidrostáti­

imaginaria que repre­ senta el nivel al que ascenderá el agua subterránea por un tubo o pozo que penetre en el depósito de agua.

Superficie con la misma presión atmosférica.

superficie isobárica

superficies de retención Retención temporal de la precipitación en peque­ ñas depresiones superficiales.

Transporte de partículas de sedimentos en una corriente. Estas se hallan retenidas en la masa de agua mediante turbulencias y remolinos. suspensión

Larga y estrecha zona de deformación de la cmteza que incluye el fallamiento y un intenso ple­ gamiento con nappes, producida por una colisión continental. Ejemplos: Hi­ malaya, Alpes. sutura continental

swash Impulso del agua hacia la pla­ ya (hacia tierra) después de que la ola ha roto.

Medición de las pro­ piedades de un objeto o superficie por medios diferentes del contacto directo; a menudo se relaciona con la cantidad de información científica recogida acer­ ca de la superficie terrestre desde gran­ des alturas y sobre extensas áreas utili­ zando instrumentos colocados sobre aparatos de aviación o ingenios espacia­ les en órbita.

teledetección

absoluta Temperatura que es medida en la escala Kelvin y equivale a su cero absoluto, o lo que es igual, 273 º C .

temperatura

-

Promedio de las temperaturas medias diarias co­ rrespondientes a un año determinado, o bien una serie de años. temperatura media anual

Suma de las temperaturas del aire máxima y mí­ nima registradas en un día, clivididas por dos.

temperatura media diaria

media mensual Pro­ medio de las temperaturas medias dia­ rias del aire, referentes a u n mes con­ creto del calendario.

temperatura

Nube baja y densa de granos de arena que se trasla­ dan por saltación sobre la superficie de una duna o playa de arena.

tempestad de arena

suculentas

·

tencia al mezclado del aire frío de la parte inferior con el aire cálido de la parte superior.

taiga fríos.

Ver arbolado de ámbitos

talófitas Formas inferiores de plantas vivas que carecen de verdaderas raíces, tallos y hojas; se encuentran entre ellos las bacterias, mohos y hongos.

Acumulación de fragmentos ro­ cosos al pie de un acantilado.

talud

Suelo marino de gran pendiente situado entre la plata­ forma continental y la pendiente conti­ nental. talud continental

tapa de la inversión Límite superior de una inversión térmica terrestre, o a bajo nivel, y es el resultado de la resis-

Gran concentra­ ción de polvo en una turbulenta masa de aire, a menudo asoci<1da a un frente frío. tempestad de polvo

teoría de la subsidencia Hipótesis propuesta por Charles Darwin para ex­ plicar la formación de un atolón a través de la subsidencia del suelo oceánico con el desarrollo continuado de arreci­ fes coralinos sobre la cima de un volcán submarino.

Modelo ideal de desarrollo de una borrasca ondulatoria expuesto por J. Bjerkness.

teoría ondulatoria

Glosarlo

Capa de agua de un lago u océano en la que la temperatura cam­ bia rápidamente en dirección vertical .

termoclina

Termómetro equ ipado con u n mecanismo que registra conti­ nuamente la temperatura del aire.

termógrafo

termómetro Instrumento que sirve para medir las temperaturas (Véase tam­ bién termómetro de máxima y míni­ ma, termógrafo.)

de máxima y mínima Par de termómetros que registran las tem­ peraturas máximas y mínimas obtenidas desde el último reajuste.

termómetro

Capa atmosférica en la que la temperatura aumenta con la alti­ tud, situada sobre la mesopausa.

termosfera

primera cuesta y la zona de rocas anti­ guas (oldland ) . Amplio valle situado en­ tre dos cuestas en una llanura costera. (Este término puede referirse a cual ­ quier área relativamente baja de la su­ perficie de la tierra . )

tierras bajas

Masa de tierras si­ tuadas por encim'a del nivel de base que pueden ser consumidas por la de­ nudación fluvial. tierras emergidas

Ciclón tropical que aparece en la región occidental del océano Pacífi­ co, en su mitad norte, y en las aguas costeras del sudeste asiático. tifón

terraza alu"1al

Mezcla heterogénea de rocas de tamaño que oscila entre la arcilla y los cantos, depositada bajo los glaciares en su desplazamiento o directamente por fusión en el lugar de una masa inmóvil de hielo glaciar.

Kame que Vene la forma de una terraza de cima plana.

till basal

Terraza excavada en los aluviones de u n río durante u n pro­ ceso de degradación. terraza de kame

marina Antigua plataforma de abrasión levantada, transformándose en un relieve costero en forma de esca­ lón. terraza

Terraz;,, excavada en el sustrato rocoso durante la degrada­ ción del cauce de un río, inducida por un ascenso de la corteza o un descenso del nivel del ma (Véase también te­ terraza rocosa

rraza aluvial, terraza marina. )

terrazas defendidas por rocas Te­ rrazas protegidas de la erosión por la presencia de un afloramiento rocoso.

Temblor del suelo produ­ cido por el paso de las ondas sísmicas.

terremoto

Propiedad física de las rocas relacionada con el tamaño, forma y ordenación de las partículas mi­ nerales que forman la roca. textura de las rocas

Tipo de textura en el que ninguno de los tres grados de me­ dida de grano (arenas, limos y arcillas) domina sobre los otros dos. textura franca

Término anglosajón utili­ zado localmente para designar un tipo de vegetación semidesértica de árboles espinosos. thornbush

Término anglosajón uti­ lizado localmente para designar la ve­ getación del semidesierto espinoso; li­ teralmente -matorral espinoso-.

thornwoods

Intervalo de tiem­ po entre el fenómeno de precipitación y la obtención del máximo caudal de la corriente.

tiempo de retardo

tiempo meteorológico Estado físico de la atmósfera en un momento y en un lugar determinados.

En una llanura costera, estrecho valle situado entre la tierra baja interior

Glosarlo

till

Till glacial formado bajo el hielo en movimiento; forma de till fuer­ temente compactado, a menudo con un elevado contenido de arcilla.

Till glacial depositado cuando se funde el hielo, dejando partí­ culas rocosas encerradas debajo. till residual

Aplicación de diferentes tonos de color, para indicar las altitudes en un mapa. tintas hipsométricas

tipo de textura de los suelos Clasifi­ cación de los suelos según el tamaño de sus partículas minerales, basada en las diferentes proporciones de arenas, limos y arcillas, expresadas en tanto por ciento. tipos climáticos (climas) Varieda­ des del clima reconocidos bajo un siste­ ma de clasificación de los climas.

Barra de arena o estrecha playa que conecta una isla con tierra firme. tómbolo

Terreno con nu merosas pequeñas acumu laciones de drift glacial que alternan con profundas depresiones, generalmente situadas en la morrena de una antigua cuenca gla­ ciar. topografía aborregada

topografía de barras y depresio­ nes Relieves de las llanuras de inun­

dación que consisten en la alternancia de bajas alineaciones (barras) y bajos valles (depresiones) , formados como depósitos aluviales en la parte exterior de los meandros.

de hielo Fenómeno de fuerte granizada de hielo, a modo de lluvia, o de pequeñas esferas congela­ das· sobre superficies sólidas. tormenta

Vórtice pequeño pero pro­ fundo que trae consigo vientos intensí­ simos y con una extraordinaria baja pre­ sión en su centro; está formado por debajo de una nube de tipo cumulo­ nimbus y precede e l paso de un frente frío. tornado

Suborden de los Vertisoles que se encuentra bajo un régimen hí­ drico del suelo de tipo tórrico y que posee como principal característica grandes hendiduras que permanecen abiertas a lo largo del año, en la mayo­ ría de los años.

Torrerts

Suborden de los Oxisoles con régimen hídrico del suelo del tipo arí­ dico o tórrico, caracterizado por tener secos todos los horizontes durante más de seis meses al año, y no están hume­ decidos nunca por más de tres meses consecutivos. Tórrox

Depósito de petróleo situado en el interior de una secuencia estratigráfica.

trampa estratigráfica

trampa por acuñamiento de estra­

Depósito de petróleo formado por el adelgazamiento y desaparación de una formación de arena o arenisca en una secuencia de los depósitos de la plataforma continental situados bajo la llanura costera.

tos

transformadores Organismos que se alimentan de los organismos muertos o sobre materia orgánica muerta, proce­ dente de todos los niveles de la cadena trófica; suelen ser microorganismos y bacterias.

Pérdida de agua por evaporación a la atmósfera a partir de las porosidades de las hojas de las plan­ tas. transpiración

transporte

Ver transporte fluvial.

fluvial Movimiento río abajo de las partículas erosionadas, bien sea solución, suspensión o arrastre por el fondo. transporte

meridional Flujo de energía (calor) o materia (agua) a lo largo de los meridianos, tanto dirigido hacia los polos o en dirección hacia el Ecuador. transporte

Movimiento de un planeta en su órbita alrededor del sol, o de un satélite alrededor de un planeta. traslación

tor Grupo de cantos o bloques diacla­ sados que forman una pequeña colina.

travertino

tormenta Borrasca de convección in­ tensa y local asociada con nubes de tipo cumulonimbus y que producen copio­ sas lluvias, además de gran aparato eléc­ trico y de truenos, y algunas veces están acompañadas de granizo.

tromba marina Profundo y vertical vórtice de aire y gotas de agua formado bajo la base de un cumulonimbus sobre

Materia mineral carbona­ tada, generalmente calcita, acumulada en las cavernas calizas situadas en la zona no saturada.

535

el agua; puede observarse como una gran nube con aspecto de chimenea. Suborden de los Inceptisoles que se encuentra en las latitudes bajas. Poseen un horizonte rojizo o parduzco en la superficie (epípedon ócrico) compuesto por material alterado. Tropets

trór,ico de cáncer

23 /2· lat N.

Paralelo situado a

trópico de capricornio

tuado a 23 1 /2 lat. S.

Paralelo si·



Plantas que pierden sus ho­ jas y adoptan un estado de inactividad durante la estación calurosa o la fría, cuando hay poca disponibilidad de agua en el suelo.

tropóflta

Límite entre la troposfera y la estratosfera. tropopausa

Capa inferior de la atmós· fera en la que la temperatura disminuye al aumentar la altitud. troposfera

tsunami

Ver ola marina sismíca.

Tipo de formación ve­ getal englobado dentro del bioma de tundra, y que se encuentra en elevadas altitudes, por encima del límite forestal.

tundra alpina

tundra ártica Tipo de formación ve· getal que se engloba dentro del bioma de tundra, y que est
Acumulación de restos vegeta­ les parcialmente descompuestos, for­ mada en un medio saturado, bien sea de agua dulce o salada. turba

Forma de turba producida por la sucesión en turberas; a menudo se identifica como el horizonte orgánico de un Histosol.

turba de agua dulce

turbulencias

seen cantidades moderadas de materia orgánica, su coloración oscila entre roji­ zo y amarillento en su horizonte B y no presenta períodos, o éstos son muy cor­ tos, en los que parte del perfil está seco.

Orden de suelo dentro de la Taxonomía de los Suelos, compuesto por aquellos que poseen unos regíme­ nes térmicos mésico y cálido, y presen­ tan u n horizonte argílico y una baja condición básica. Ultisols

umbral Prominencia en el suelo ro­ coso del valle de un glaciar.

Suborden de los Inceptiso­ les que presentan un horizonte superfi­ cial ácido y oscuro (epípedon móllico o úmbrico) de más de 25 cm de espesor. Umbrepts

Area rectangu­ lar sobre el terreno asociada con cada pixel dentro de una imagen digital. unidad de resolución

Suborden de los Alfisoles for­ mados bajo un régimen hídrico ústico, con largos períodos en los que el suelo está seco. Ustalfs

Suborden de los Vertisoles formados bajo un régimen hídrico ústi­ co y con unas características estaciona­ les secas y húmedas; están ampliamente extendidos en las regiones con clima tropical seco y húmedo. _ Ustolls Suborden de los Mollisoles formado bajo u n régimen hídrico ústi­ co, con largos períodos en los que el suelo está seco. Usterts

Suborden de los Oxifoles for­ mado bajo un régimen hídrico ústico.

Ustox

ción caducifolia. )

Región d e pradera baja o este­ paria situada en el Estado Libre de Orange y en Transvaal, en África del Sur.

veldt

1 nstrumento meteorológico utilizado para conocer la dirección del viento. veleta

Rapidez del flujo en una corriente (m/s), medi· da en el sentido de descenso y en un punto sobre el lecho determinado o el promedio realizado para la totalidad de la sección transversal del perfil. velocidad de la corriente

Promedio de las di­ ferentes lectUi"as de velocidad del flujo de agua de una corriente obtenidas a lo largo de toda su sección. velocidad media

Ciertas bandas de longitud de onda dentro del espectro de la radia­ ción e lectromagnética en los que la energía es irradiada a través de la at­ mósfera escapando al espacio exterior. ventanas

Capa de hielo formada sobre superficies sólidas debido a la precipi­ tación de lluvia o l lovizna y posterior congelación.

verglás

Grupo de minerales de arcilla compuestos por aluminosilicatos ricos en hierro y magnesio; producto común de la meteorización de las rocas máficas.

Valle excavado en los estratos débiles de la línea central o eje de un anticlinal erosionado.

Punto de la su­ perficié i nscrito en una construcción permanente para proporcionar una refe­ rencia fija de la altitud.

anticlinal

Valle fluvial truncado por la erosión marina, apareciendo en un acantilado marino, o truncado por la erosión glacial, apareciendo en la pared superior de un valle glacial.

vértic�s geodésicos

valle colgado

vertiente

Valle en forma de U con laderas abruptas originado por la ero­ sión de un glaciar alpino.

vertiente del talud

Udolls Suborden de los Mollisoles con régimen hídrico údico. Su colora­ ción presenta matices parduscos a lo largo del perfil y no tiene u n horizonte de acumulación de carbonato cálcico en forma blanda o polvorienta.

Valle glacial tribu­ tario cuyo lecho se halla muy por enci­ ma del valle glaciar principal, en la jun­ tura de ambos.

536

Tipo de vegetación que pierde sus hojas a inter­ valos, no con la llegada de una determi­ nada estación. (Véase también vegeta­ vegetación semicaducifolia

vermiculita

Suborden de los Ultisoles for­ mado bajo un régimen hídrico ústico.

valle sinclinal

Suborden de los Ultisoles en régimen hídrico údico y perúdico. Po-

Vegetación

Ustults

Uderts Suborden de los Vertisoles con régimen hídrico údico. Presenta hendiduras que permanecen abiertas solamente durante cortos períodos en la mayoría de los aftas.

Udults

herbácea

compuesta de hierbas.

valle

Suborden de los Alfisoles de color pardusco formado bajo un régi­ men hídrico údico en regiones con pe­ quef\os períodos, o inclusive sin tener­ los, en los que parte o todo el perfil está seco.

Arbol o ar­ busto que pierde sus hojas estacional­ mente, es decir, una tropóflta.

vegetación caducifolia

vegetación

Ver flujo turbulento.

Udalfs

varvas Bandas anuales de colores al­ terados claros y oscuros encontrados en los sedimentos glaciolacustres de textu­ ra fina.

valle glacial

Valle erosionado en estratos débiles a lo largo de u n eje de u n sinclinal.

valle suspendido

vapor de agua

agua.

Estado gaseoso del

Superficie inclinada entre la divisoria de aguas . y el cauce de un río, en un área some Ú da a la acción de la denudación fluvial. En sentido am­ plio, cualquier área de la superficie te­ rrestre inclinada con respecto a la hori­ zontal. Vertiente forma­ da por el desli¡zamiento de materiales; superficie de un cono de derrubios.

Orden de suelo dentro de la Taxonomía de los Suelos, compuesto por aquellos suelos de las zonas tropi­ cales y subtropicales con un elevado contenido en arcilla que desarrollan amplias y profundas hendiduras cuando están secos mostrando evidencias de movimientos entre agregados. Vertisoles

Glosarlo

viento

locales Término general aplicado a vientos generados bajo los inmediatos efectos de las condiciones del terreno.

vientos meridionales, vientos pre­ dominantes del Oeste, vientos del Oeste en altura. )

meridionales Vientos que se desplazan a través de los paralelos en sentido Norte-Sur, o al revés, a lo largo de los meridianos.

Término minero para designar un lecho individual de carbón.

veta de carbón

Aire en movimiento relativa­ mente paralelo a la superficie terrestre (Véase también viento geostróflco,

Viento que a ele­ vadas altitudes por encima de la super­ ficie terrestre rola paralelamente a un sistema de isobaras de líneas rectilíneas y paralelas entre sí. viento geostróflco

Flujo de electrones y protones que surge del sol y se despla­ za en todas las direcciones a través del sistema solar. viento solar

Vientos su­ perficiales permanentes procedentes del Este, y que soplan en las bajas lati­ tudes; representa!"! la réplica en superfi­ cie del flujo de los vientos del Este tropicales que se hallan en altu r,a .

vientos alisios (alisios)

vientos catabáticos drenaje.

Ver vientos de

Vientos general­ mente fríos que fluyen desde zonas ele­ vadas hacia zonas más sumergidas debi­ do a la influencia directa de la grave­ dad; es sinónimo de vientos catabáti­ vientos de drenaje

vientos

vientos

vientos predominantes del Oeste

Vientos superficiales que soplan del su­ doeste en la zona de las latitudes me­ dias, pero varían enormemente en di­ rección e intensidad; son conocidos también bajo el término anglosajón de -Westerlies-.

de

Parte inferior del glaciar en el que la ablación excede a la aportación de nieve; zona de desapari­ ción del glaciar.

zona de ablación

zona de acumulación

C o l i n a cónica o montaña construida por acumulaciones de lava y tefra, incluyendo cenizas volcánicas. (Véase también volcán compuesto,

Zona de Convergencia Intertropical

volcán

escudo volcánico.)

Volcán formado por capas sucesivas de lava y tefra (pol­ vo volcánico) . volcán compuesto

Término general para designar la formación de los volcanes y de formas relacionadas de actividad íg­ nea extrushza. vulcanismo

montaña

Desplazamiento nocturno del aire desde las partes altas del valle (desde las cumbres y laderas de las montañas) hacia las partes infe­ riores; alternan con los vientos diurnos de montaña. de

valle

Flujo de aire procedente del Este, que se en­ cuentra en las capas altas de la troposfe­ ra, sobre la zona ecuatorial.

vientos del Este ecuatoriales

vientos del Este polares Sistema de vientos superficiales procedentes del Este que soplan en las altas latitudes y cuya mejor representación se encuentra en el hemisferio Sur, sobre la Antártida.

Sistema de vientos situado en las bajas latitudes, caracterizados por ser un flujo perma· neme que circula de Este a Oeste en las capas altas de la troposfera y entre los dos cinturones de altas presiones sub­ tropicales. vientos del Este tropicales

vientos del Oeste Ver vientos pre­ dominantes del Oeste, vientos del Oeste en altura.

Sistema de vientos del Oeste que circulan en los altos niveles de la atmósfera, sobre las latitudes medias y altas.

vientos del Oeste en altura

Glosarlo

zona ártica Zona situada entre los 60º y los 75' lat. N. (más o menos) , centrada alrededor del círculo polar ártico, y lo· calizada entre las zonas subártica y po­ lar.

Sector supe­ rior de un glaciar en el que la neviza se transforma en hielo glacial; zona de ali­ mentación del glaciar.

Zona de confluencia de las masas de aire procedentes del Este a lo largo del eje depresionario ecuatorial. (ZCIT)

Escar· pes o alineaciones del suelo del océano que separan la dorsal medio-oceánica y su rift axial. Muchos de estos elementos se definen actualmente como fallas de transformación o grietas de trans­ zona de fractura (oceánica)

formación.

Movimiento diurno ascendente desde el fondo de los valles y las laderas montañosas hacia las partes altas de éstas; alternan con los vientos de valle nocturnos y descenden­ tes. vientos

Zona situada entre los 60º y los 75º lat. S. (más o menos ) , centrada alrededor del círculo polar an· tártico, y localizada entre las zonas sub­ antártica y polar. zona antártica

Elementos y compuestos existentes normalmente en estado ga­ seoso bajo condiciones atmosféricas, di­ sueltos en el magma. volátiles

cos.

vientos

Restos de antiguas orogenias que una vez fueron cadenas alpinas.

zócalo

En el sistema UTM, una de las áreas rectangulares o cuadri­ láteros designados por una combina­ ción única de números y letras.

zona de la red

Estrecha garganta excavada por un río que cruza una alineación montañosa, generalmente en una re­ gión de pliegues erosionados.

watergap

Suborden de los Alfisoles for­ mado bajo un régimen hídrico xérico.

Xeralfs

Suborden de los Vertisoles formados bajo un régimen hídrico xéri­ co .

Xererts

xerófltas Plantas adaptadas a un me­ dio ambiente seco.

Zonas de latitud comprendida entre los 35º y los 55º lat. N. y S. (más o menos ) , situadas entre las zonas subtropicales y las zonas subárticas (subantárticas ) . zonas de latitudes medias

Parte del glaciar en el que se acumula la neviza.

zona de neviza

Zona en la que todos los poros de las rocas están llenos de agua, que tienden a moverse bajo la fuerza de la gravedad.

zona de saturación

Xerolls

Capa del suelo a partir de la cual las plantas extraen agua.

Suborden de los Ultisoles for­ mados bajo un régimen hídrico xérico.

zona del frente ártico Franja de la zona subártica y de la zona ártica en la que se suele encontrar el fluctuante frente ártico.

Su borden de los Mollisoles formados bajo un régimen hídrico xéri­ co. Xerults

zona del agua de infiltración

Amplia franja atmosférica situada en latitudes altas y medias,. y que está ocupada por los des­ plazamientos del frente polar.

zona del frente polar

Larga y estrecha alineación de aluviones semiconsolidados o anti­ guas dunas, modeladas por la abrasión del viento en forma de paredes con la parte superior plana. yardang

Evaporita compuesta de sulfato cálcico hidratado.

yeso

Zona situada entre los 1 0º lat. N. y 10º lat. S. y centrada alrededor del Ecuador.

zona ecuatorial

Zona profunda bajo las llanuras costeras donde existe agua caliente a presiones elevadas.

zona geopresurizada

537

Zona situada por debajo de la zona del agua de infiltra­ ción, demasiado profunda para poder administrar agua de capilaridad a las plantas; es decir, demasiado profunda para las raíces vegetales.

zona intermedia

Zona en la que los poros de las rocas no están llenos de agua, excepto cuando la infiltración es muy rápida. zona no saturada

538

subantártica Zona latitudinal comprendida entre los S S y 60' S. (más o menos) y situada entre la zona de las latitudes medias y J a zona antártica.

zona

Zona situada entre los SS' y 60' lat. N. (más o menos ) , que se encuentra entre la zona de latitudes medias y la zona ártica. zona

subártica

zonas subtropicales Zonas situadas entre los 2S' y 3S' lat. N. y S. (más o

menos ) , y comprendida entre las zonas tropicales y las zonas de latitudes me­ dias. Zonas latitudinales si­ tuadas entre los 7S' y Jos 90' N y S.

zonas polares

Zonas centradas en el trópico de Cáncer y trópico de Capri­ cornio, con latitudes comprendidas en­ tre los 10' y 2S' lat. N. y S., respectiva­ mente. zonas tropicales

Glosarlo

Índice alfabético

Abanico aluvial, 303 Abedul, 463 Abeto de Douglas, 464 rojo, 463 Abies, 463 Ablación, 358 Abrasión, 213, 285 eólica, 348 glacial. 360 Absorción de la energía, 59 Acacia de copa plana, 466 Acádica, orogenia, 225 Acanaladuras curvas, 369 Acantilado, 311 marino, 331 Acción hidráulica, 285 Acebo, 447 Acer, 463 saccharum, 444, 445 Acero, 125 Acidificación del agua, 127 Ácido (s), 394 carbónico, 268 en minas, 206 nítrico, 125 sulfúrico, 122, 125, 206 sulfúrico, sedimentación, 125 Acondicionadores de aire, 124 Acreción, 231 Actividad tectónica, 226 Acualfs, 486 Acuents, 481 Acuepts, 464, 473, 481 Acuicluido, 304 Acuífero, 191, 193, 196, 303, 304, 312 confinado, 313 contaminación, 194 ilimitado, 313 recarga, 192 Acuods, 486 Acuolls, 409, 487 Acuox, 481 Acuults, 465, 486 Acuñamiento de estratos, 317 Adamsonia digitata, 466 Adiabático húmedo, gradiente, 110 proceso, 110 seco gradiente, 110, 122 Advanced Very High Resolution Radiometer, 76 Aeropuertos costeros, 124 Afelio, 27 Afloramiento, 265, 266 Aforo de la corriente, 198 listón, 198 nivel de corriente, 198 Ágata, 215 Agathis australis, 461 Agentes modeladores, 280 Agradación, 291 producida por el hombre, 292 Agricultura, 280 aportes energéticos, 436 de roza y quema, 459

Índice alfabético

energía consumida, 437, 438 Agua(s) , 1 acidificación, 127 almacenada, 172 cambios de estado, 107 capacidad de retención, 174 consumo de las ciudades, 191 contaminación, 206 corrientes, 174, 196 de arroyada, 171, 195 de infiltración, 170 de infiltración, ciclo, 174 de infiltración, zona, 173 de saturación, 170, 174, 191 de saturación como recurso, 193 de saturación, movimiento, 192 déficit, 175, 181 del acuífero, 191 dulce, 107 dulce almacenada, 207 dulce co,mo recurso natural, 207 dulce superficial, 172 encauzadas, 195 escasez, 181 estados físicos, 107 excedentes, 175, 181, 191 flujo intermedio, 196 flujo superficial, 195, 196 inercia térmica, 84 marina, destilación, 67 marina, oxígeno disuelto, 46 necesidades de las plantas, 440 necesidades de los animales, 442 necesidades, y calor disponible, 180 presupuesto en el suelo, 176, 177 recarga, 177 reducción del uso, 207 requerimientos, 175, 179 requerimientos anuales mundiales, 178 reserva, 175, 181 residuales, 194 retención superficial, 195 salada y agua dulce, relación, 195 subenfriada, 111 su bstracción. 176 subsuperfic1al, 170, 191 superficial, 170 superficie de retención, 176 turbulencia, 197 utilizada, 175 vapor, 118, 210 y recursos humanos, 190 zona intermedia, 173 Aguanieve, 113 Agujas volcánicas, 329 Aire ascendente, disminución de la temperatura, 110 caliente, ascensión, 114 condiciones de estabilidad, 115 saturado, 108 Álamo, 448, 463 Albedo, 60, 62 Alboll, 487

Alcornoque, 465 Alerce, 463 Alfisoles,23, 139,402,406-410,464,486 Alisios, 96, 139, 140, 151 cinturón, 104 Alquitrán, 219 Alta(s) canadiense, 95 de las Azores, 95 de las Bermudas, 95 hawaiana, 95 polar, 95 presiones, 95 siberiana, 95 Altamont, paso, 105 Altocúmulo, 112 Altostrato, 112 Aludes alpinos, 275 Aluminio, 207 Aluminosilicatos, 209 Amarillo, 287 Amazonas, 287 Anchoveta, 145 Andepts, 481 Andesita, 211, 250 Andropogon gerardi, 469 scoparius, 469 Anegación, 206 Anenómetro, 93 Anfíbol, grupo, 210 Angstrom, 54 Anhidrita, 216, 217 Animal (es) de la pluviisilva, 458 de sangre caliente, 442, 443 de sangre fría, 442 y temperatura, 442 Anión, 392 Antártida, 364 Anteduna, 353, 355 Anteplaya, 334 Anticiclón, 94, 96 Anticlinal, 257, 321 Antípoda, 11 Antracita, 218, 314 Apalachiense, orogenia, 225, 226 Aragonita, 216 Araña cavadora, 448 de las arenas, 448 Arañazos, 369 Árbol(es), 452 anillos, 90 del humo, 471 Arbolado espinoso, 470 Arbusto, 452 creosote, 471 Arce, 463 de azúcar 444, 445, 451, 452 Arcilla(s), 213, 216 negras, 406 Arco(s) de islas, 226, 227 de islas Bonin-Mariana-Yap-Palau,

230

de Sumatra y Java, 236 marino, 332 montañoso, 226

539

tectónico, 234 volcánicos, 234 Arena, 213 bituminosa, 219 petrolífera, 219 Arenisca, 213, 216, 310 Arents, 481 Argids, 487 Argillans, 390 Argón, 40, 210 Aridisoles, 402, 470, 487 Aristóteles, 4 Arrecifes coralinos, 344 costeros, 345 Arroyada, 191 en manto, 195 en surcos, 284 Arsénico, 207 Artemisa, 471 Asfalto, 219 Astenosfera, 222 Astronómica, hipótesis, 382 Atmósfera, 1, 39 altura, 40 circulación, 91 composición, 40 influencia del hombre, 87 temperatura, 41, 45, 54 Atolón, 345 Avenida, 200 AVHRR, sistema, 76 Aviccenia, 457 Aviones, presurización, 41 Azimut, 493 Azufre, 210 Año sidéreo, 27 tropical, 27 Backwash, 331 Bacterias, 121 Badlands, 283 Baja(s) aleutiana, 95 atmósfera, composición, 40 atmósfera, temperatura, 42 de Islandia, 95 ecuatorial débil, 140 polar, 101 presiones, 95 Bajada, 306 Baker, Howard B., 242 Balance de radiación, 53, 62 de radiación global, 61 hídrico, 170 hídrico del suelo, 175 hídrico del suelo y clima, 180 hídrico terrestre, 171 hídrico terrestre y latitud, 172 hídrico total, 171 Ballot, ley, 94 Banco de hielo, 366 Baobab, 466 Bar, 395 Barbecho de monte, 468 Bario, 208 Barjan, 350 Barniz del desierto, 302 Barómetro, 41 aneroide, 41 de mercurio, 41 Barra en cúspide, 335 litoral, 334 Barranco, 284, 286, 290 Barro, 216 Basalto, 211, 231, 250 Bases, 394 Batata, 459 Batolito (s), 250, 308 emergidos, 326

540

Bauxita, 214 Berma de invierno, 334 de verano, 334 Bertholletia excelsa, 456 Betula, 463 Betún, 219 Bioclimática, frontera, 444 Biogeografía, 440 Bioma, 444 de la pradera, 455, 469 de la saban� 455, 466 de la tundra, 455, 473 del desierto, 455, 470 forestal, 454, 455 Biomasa energía, 428, 431 Biosfera, 1, 6, 7, 15, 24, 25, 27, 29, 39,

424

Bióticas, comunidades, 445 Bjerknes, Jakob, 132 Bloque, amortiguamiento exponencial,

300

de falla, 256 mitad de la vida, 300 Bog backs, 319 Bola de granito, 268 Bolsada de petróleo, 317, 318, 323,

325

Bombax, 456 Bora, 98 Boralfs, 407, 486 Bórax, 205 Borolls, 408, 470, 487 Borrasca(s) ciclónica, 128 familias, 136 móviles, 128 ondulatorias, 131-133, 136 ondu latorias de las latitudes medias,

136

ondulatorias, trayectoria, 133 Bosque(s ) , 445, 454 aciculifolio, 463 amazónico, 460 boreal, 463, 464 caducifolio de latitud media, 462 de climas templados, 461 de los Grandes Lagos, 464 de musgos, 458 de pinos meridional, 464 enanos, 458, 465 esclerófilo, 454, 465 esclerófilo australiano, 465 espinoso, 470 estivifolio, 462 mixto mediterráneo perenne, 465 perenne aciculifolio, 463 · perenne aciculifolio costero, 463 perennifolio de hoja ancha, 461 tropical de montaña, 458 Brea, 219 Briófito, 452 Brisa (s) de los lagos, 98 marinas, 92, 98 terrestres, 98 Brújula, 13, 43 Brunizems, 416, 487 Buchoe dactyloides, 470 Buzamiento, 311 Caatinga, 470 Cabo de arena, 335 Cacao, 459 Cactus saguaro, 471 Cadena(s) alimentaria, 424 montañosa§, 227 trófica, 424 trófica flujo de energía, 427, 428 Calcedonia, 215, 216 Calcio, 208

Calcisoles, 487 Calcita, 268 Calcreta, 303 Cálculos horarios, 34 Caldera, 251 Caledoniana, orogenia, 225, 226 Calefacción de los edificios, 121 Calentamiento mediante paneles de vidrio, 65 Caliche, 303, 408 Calima, 121 Caliza, 217, 310 afloraciones, 268 Calor, conducción, 49 disponible y necesidades de agua,

180

latente, 49, 61, 118, 119 latente de fusión, 107 latente de vaporización, 107 sensible, 49, 61 transporte, 65 Caloría, 55 Calving, 366 Cámara fotográfica, 69 magmática, 252 Camino de nubes, 112 Campo (s) antiguos, sucesión, 449 cerrado, 467 magnético externo, 43 magnético terrestre, 44 Canadá, vegetación, 462 zonas horarias, 36 Canadiense, clasificación de suelos,

418

Canal de distribución, 343 de marea, 343 Cáncer de piel, 43 Canchales, 268 Cantera, 279 Cantos erráticos, 369 Caoba de montaña, 465 Caolín, 214, 216, 217 Caolinita, 393 Capa de estructura reticular, 392 de silicatos, 392 Capacidad de campo, 174 de infiltración, cambios, 282 de infiltración y el hombre, 282 de intercambio de cationes, 401 de retención de agua, 174 Capilaridad, franja, 192 Caracol, 448 Carbohidratos, 147 Carbón, 218-220, 223, 314 bituminoso, 218 blando, 218 Carbonatación, 216 Carbonato, 216 Carbono, 1, 210 ciclo, 433 Carex bigelowii, 473 Carga de fondo, 285 del río, 285 Carnegia gigantea, 471 Carpe, 463 Carpinus, 463, 464 Cartas Aeronáuticas Mundiales, 12 Cartografía, 19 Carya, 463 Cascada, 289 helada, 358 retroceso, 289 Cascádica, orogenia, 225, 226, 228 Casquete (s) de hielo, 379 de hielo escandinavo, 367 glacial, 358, 364 glaciales, erosión, 368 Castanea, 463

Índice alfabético

Castaño, 463 Cataratas del Niágara, 291 Catión(es) , 392 intercambio, 393 Cauce de agua, gradiente, 198 de agua, sección transversal, 198 de agua, velocidad media, 198 fluvial, 195, véase Río(s) fluvial geometría, 197 Cauchero, 459 Caucho natural, 125, 218 Caudal de agua, flujo basal, 199 de agua, tiempo de retardo, 199 Caverna(s) calizas, 268 y el hombre, 269 y guano, 269 Cañón, 290 submarino, 229 Celsius, escala, 79 Célula(s) de circulación de Hadley, 99, 100-102, 119 de convecc.ión, 114 de presión, CJ5 fotovoltaica, 67 litoral, 346 litoral como sistema abierto de materia, 347 oclusivas, 441 solar de arseniato de galio, 67 solar de silicio cristalino, 67 solar de silicio fundido, 68 solar de sulfuro de cadmio, 67 solares, 65 Cenizas, 121 volcáilicas, 121, 211 Cenozoico, 224 era glacial, 374 Cero absoluto, 55 Cerro testigo, 311 Cetraria nivalis, 473 Ciclo bioquímico, 432 de denudación, 301 de la materia, 432 de los gases, 432 de los nutrientes, 432 del carbono, 433 del nitrógeno, 434, 435 del oxígeno, 433, 434 hidrológico, 170 sedimentario, 432, 435, 436 Ciclón(es) ondulatorio, 131 teoría ondulatoria, 132 tropicales, 128, 135, 139-141 tropicales ojo central, 141 tropicales trayectorias más corrientes, 141 y vaguadas, 132 Cicuta, 451 del este, 464 Cinturón(es) circumpacífico, 226 de los alisios, 104 de pliegues, 256 de radiación de Van Allen, 44 euroasiático-indonesio, 226 lluvioso ecuatorial, 151 metamórfico, 325 subantártico, de bajas presiones, 95 subtropicales de altas presiones, 95 Circulación atmosférica, 91 oceánica, 91 Círculo de iluminación, 29 del horizonte, 11 máximo, 7 Polar Antártico, 31 Polar Ártico, 31 Circunferencia terrestre, 4 Cirro, 112 Cirrocúmulo, 112

Índice alfabético

Cirrostrato, 112 Ciudades como desierto cálido, 124 contaminación atmosférica, 122 Cladonia rangifera, 452 Claudium effusum, 467 Clima(s ) , 1 boreal, 167 boreal con inviernos húmedos, 169 boreal con inviernos secos, 169 clasificación, 147, 168 clasificación, de Kóppen, 156, 166, 180 con estaciones muy húmedas, 182 continental húmedo, 163, 188 de altas latitudes, 155, 164, 189, 479 de bajas latitudes, 155, 156, 182, 478 de bosques boreales, 164, 180, 189 de casquete glacial, 165, 180 de casquete polar, 190 de estepa, 168 de hielos perpetuos, 169 de invierno y nieve con inviernos húmedos, 169 de invierno y nieve con inviernos secos, 169 de latitudes medias, 155, 160, 185, 478 de montaña, 166 de nieve, 168 de nieve y bosque , 167 de sabana tropical, 168 de selva tropical lluviosa, 168 de tundra, 165, 169, 179, 180, 189 de vientos alisios, 157 de vientos alisios en el litoral, 180, 182 ' definiciones, 147, 478 desértico, 168, 179 desértico tropical, 179 ecuatorial lluvioso, 156, 180, 182 forestal boreal, 179 húmedo continental, 179, 180 húmedos, 156, 168, 181 húmedos, definición, 181 límites, 478 lluvioso ecuatorial, 179 lluvioso tropical, 166 marítimo de costa oeste, 162, 179, 187 mediterráneo, 161, 179, 182, 186 mediterráneo húmedo, 186 mediterráneo semiárido, 186 mediterráneo semidesértico, 186 mediterráneo subhúmedo, 186 mesotérmicos, 167 microtérmicos, 167 monzónico, 157, 168, 180, 182 polar, 168 seco, 156, 167 seco de latitudes medias, 162, 187 seco definiciiín, 181 seco grados, 181 seco irrigación, 190 seco subtropical, 180, 185 seco tropical, 180, 184 semiárido, 168 sistema de Kóppen, 156 subtipo de estepa, 156, 181 subtipo desértico, 156, 181 subtipo húmedo, 181 subtipo perhúmedo, 156, 181 subtipo semiárido, 156, 181 subtipo semidesértico, 156, 181 subtipo subhúmedo, 156, 181 subtipos, 181 subtropical húmedo, 160, 185 subtropical seco, 160 templado húmedo con estación seca, 168

templado húmedo sin estación seca, 168 templados y húmedos, 167 tipos, 156 tropical seco y húmedo, 158, 180, 182, 183 urbano, 124, 125 y balance hídrico, 172, 180 y formaciones vegetales, 453 y grado de humedad, 181 y necesidades hídricas, 181 y precipitación, 150 y producción neta, 430 y radiación neta, 148 y temperatura del aire, 148 y vegetación, 169 Climatología, 147 Clímax, comunidad, 447 Climograma, 155, 156 Clod, 389 Cloro, 43, 210 Clorofluorocarburos, 43 Cloruro, 206 Cluses, 322 Cobre, 125, 207 Cocaína, 459 Colada(s) basálticas, 252-254 de barro, 273, 303 Coladura de barro, 273 Colectores solares, 66 Coleópteros, 448 Colisión arco-continente, 237, 238 continente-continente, 241 euroasiática segmentos, 241 Coloide, 213 Colonización, fases, 447 Combustibles fósiles, 65, 89, 217 quema, 89 Combustión, 40 Compensación isostática, 299 Comunidad(es) bióticas, 445 clímax, 447 Condensación, 107 Congelación, 107 Congo, río, 287 Cono de cenizas, 254 de derrubios, 270 submarino, 229, 230 volcánico radial, 328 Constante solar, 54 Construcción de carreteras, 292 Consumición, 231 Consumidores primarios, 424 secundarios, 424 Contaminación atmosférica, 120 efectos nocivos, 125 inducida por el hombre, 121 natural, 121 térmica, 207 Contaminantes químicos, 120 Continentalidad, 150 Continentes antes de la deriva continental, 242 calentamiento, 85 distribución, 223 Contracorriente ecuatorial, 104 Contrarradiación, 61 Convección, 49, 114 tormenta, 121 Convergencia Intertropical, zona, 96, 100, 139, 145, 155 Coordenadas esféricas, 17 planas, 17 planas rectangulares, 22 Copernicus Nicolaus, 25 Cordón(es) litoral, 335 playeros, 334

541

Coriolis efecto, 27, 93, 96, 98, 101, 103, 139 efecto en el Ecuador, 139 Programa, 106 Cornáceas, 451 Coropletas, 23 Correntómetro, 198 Corriente (s) anastomosada, 291 antecedentes, 322 brasileña, 104 circumpolar antártica, 104 consecuentes, 316 de Benguela, 104 de California, 104 de deriva costera, 335 de Florida, 104 de Groenlandia, 104 de Humboldt, 104, 144 de Kamchatka, 104 de Kuroshio, 106 de las Canarias, 104 de marea, 338 del Caribe, 104 del Golfo, 104, 106 del Labrador, 104 del Niño, 144, 145 del Perú, 104 ecuatorial, 104 efluentes, 193 en chorro, 101, 102, 146 en chorro del frente polar, 102 en chorro e isobaras, 102 en chorro ecuatorial, 103 en chorro en invierno, 102 en chorro subtropical, 102 en chorro tropical, 103 influentes, 193 japonesa, 104 noratlántica, 104 oceánicas, 103, 104 oceánicas en enero, 104 oceánicas, energía, 105 subsecuentes, 316 turbidez, 229 yazoo, 294 Corrimiento de tierras, 274 Corrosión, 285 Corte geológico, 496 Corteza, levantamiento postglacial, 379 terrestre, 208, 222 terrestre composición, 208 Costa(s) de arrecifes coralinos, 340, 344 de falla, 340 de fiordos, 340 de inmersión, 341 de islas barrera, 340, 342 de rías, 340, 341 en delta, 340 levantada, 346 occidentales de latitudes medias, 152 tipos, 340 volcánicas, 340 Cráter, 250 Crecida, 200 fase de, 201 predicción, 202 velocidad de la corriente, 286 y urbanización, 204 Cresta tectónica, 234 Creta, 216, 217 calcedónica, 309 ferruginosa, 308 Criacuepts, 473, 482 Cristales de sal crecimiento, 267 de sal y cavidades .rocosas, 267 de sal y meteorización, 212 Cuadrángulo, 494

542

Cuarcita, 219 Cuarzo, 209, 213, 393 primario, 215 C ucaracha de Ja madera, 448 Cuenca(s) hidrográfica, reforestación, 295 limitadas por arcos, 230 marginal, 234 oceánica atlántica, 228 oceánica pacífica, 230 oceánica suelo, 228 oceánicas, 223, 240, 242 sedimentarias, 226 Cuerpo gris, 73 negro, 55 Cuesta, 316 Cultivo, energía, 438 Cumuliforme, etapa, 116 Cúmulo, 112, 114 Cúmulos congestus, 112 Cumulonimbos, 112, 116 Cúpula de contaminación, 124, 125 Curso fluvial, flujo, 197 Curva(s) de M ilankovitch, 382 de nivel, 490, 491 de nivel de depresión, 491 de nivel, equidistancia, 490 de nivel sombreadas, 491 de paleoglaciación, 375 C u rvatura terrestre, 3 Cutans, 390 Cuña de hielo, 277, 278 sedimentaria, 234

Chaparral, 465 Chernozem, 487 Chinche de Ja humedad, 448 Chinook, 98, 118 Chopo del bálsamo, 463 Chumbera, 471

Da/ea spinosa, 471 Datación radiocarbónica, 374 Davis, William Morris, 298 Declinación magnética, 24, 4\ 493 solar, ciclo estacional, 31 Decollement, 237 Decreto del Tiempo Uniforme, 36 .Déficit energético, 64 hídrico, 175 Deflación, 348 influencia del hombre, 355 Deforestación, 284 Degradación de los ríos, 291 Dehesa, 465 Delta(s) , 343 arqueado, 344 del Nilo, 344 digitado, 344 en cúspide, 344 estuario, 344 glaciales, 372 triangular, 344 Denudación, 249 ciclo, 298 modelo, 299 ritmos, 299 Depósito(s) activos, 432 fluvioglaciales, 363 pasivos, 432 Depresión (es ) , 94, 128, 137, 140, 141 árticas, 128 de deflación, 348 de las latitudes medias, 128 de onda, 131 ecuatorial, 95

Deriva continental, 242 del viento del oeste, 104 en enero, 104 litoral, 335, 336 Derrubios, cono, 270, 271 Derrumbamiento, 275 Descamación, 266 Desertización, 468 Deshielo, erosión, 278 Desierto ( s ) , 445, 455, 470 áridos, 152 continentales de latitudes medias, 152 irrigación, 205 orográficos, 117, 118 polares, 152 precipitación, 471 riada, 303 secos, 471 tropicales, 152 Desintegración granular, 265 Deslizamiento de falla, 261 de rocas, 274, 275 de tierras, 274, 275 Desnitrificación, 435 Desperdicios, 194 Desprendimiento de tierras, 271, 272 en zonas arcillosas, 272 Día, duración variable, 25 solar medio, 25 Diagénesis, 216 Diámetro ecuatorial, 6, 57, 58, 95 polar, 6, 34, 57 Diapiro, 317, 318 salino, 318 Difusión, 59 de la energía, 59 descendente de la energía, 59 Diorita, 211 Dióxido de azufre, 120, 122, 125, 127 de carbono, 40, 42, 59, 61, 89, 147 de carbono aumento, 89 de carbono y océanos, 89 Dique, 250, 295 Doldrums, 96 Dolomía, 216 Domo(s) de exfoliació11, 266, 267 de sal, 317, 318 sedimentarios, 318, 319 Donara, niebla tóxica, 122 Dornveldt, 470 Dorsal medioatlántica, 233 mediooceánica, 227, 228 Drenaje, cuenca, 197 dendrftico, 312 en reja, 316, 322 modelo anular, 320 radial, 328 sistemas, 196 Drift estratificado, 369 glaciar, 369 Drumlins, 372 Duna(s) , cara de deslizamiento, 350 costeras, 351 costeras sucesión, 447 del desierto del Sáhara, 351 en espada, 353 en estrella, 353 en horquilla, 351, 352 en media luna, 350 fijas, 350 fitogénicas, 353 inactivas, 350 longitudinales, 351 parabólicas, 351 piramidales, 353 transversales, 351

Índice alfabético

vivas, 350 y vegetación, 354 Dunita, 212 Duripan, 401 Easterlies, 97 Ebullición, 47 Eclipses lunares, 4 Eclíptica plana, 27 Ecología, 424 Ecológica, sucesión, 446 Ecosistema(s), 424 agrícolas, 436 agrícolas, eficacia, 437 agrícolas, productividad, 437 ciclo de materia, 431 factores edafológicos, 446 factores geomorfológicos, 446 naturales y el hombre, 450 producción primaria, 429 terrestres, 444 Ecuador, 5 E dafología, 386 Efecto Coriolis, 27, 93, 96, 98, 101, 103, 139 Coriolis en el Ecuador, 139 invernadero, 61, 90 Eje terrestre, 3, 56, 60, 92 terrestre, inclinación, 25, 27, 28 El Niño, corriente, 144, 145 Electricidad, almacenamiento, 68 generación, 120 Elevación, 24 Elipsoide achatado, 6 Eluviación, 398 Embalse, 203 construcción, 288 Encina, 461, 465 Energía, 47 absorción, 59 almacenada, 51 calorífica, 48 cinética, 48 consumida por el hombre, 65 de cultivo, 438 de las corrientes oceánicas, 105 de las olas, 105 difusión, 59 eléctrica, 48, 49 electromagnética, 48, 49, 54, 55, 69 geotérmica, 255 límite del sistema, 5 1 mareomotriz, 338 mecánica, 48 nuclear, 48, 49 potencial, 48 química, 48, 49 reflexión, 59 sistemas de flujos, 50 solar recibida por la tierra, 54 tipos, 47, 68 Enfermedad de la altura, 41 ENSO, 145 Entisoles, 401, 402, 471, 481 EOS, satélite, 77 Epicentro, 262 Epífita(s), 452 estrangu !adoras, 456 Epípedon, 400 hístico, 400 móllico, 400 ócrico, 400 plaggen, 400 úmbrico, 400 Época(s) geológica, 224 glacial, 367 glacial, causas, 380 glacial del Cenozoico tardío, 374

Índice alfabético

glacial nivel del mar, 378 Equinoccio, 28-30, 32 de otoño, 28 de primavera, 28 trayectoria del sol, 29 Erastótenes, 4 Erg, 353 Eriophorom, 473 Erosión acelerada, 281, 283 eólica, 348 fluvial, 285 glacial, 360 laminar, 284 normal, 281, 283 por salpicadura, 281 tectónica, 244 termal, 278 ERS-1, satélite, 77 Erupciones explosivas, 250 Escala, 9 Richter, 48, 261 Escarificación, 279 Escarpe, 293 de línea de falla, 324 Escoria, 211 Escorrentía, 171, 173, 191 aprovechamiento, 203 centro de masa, 199 Escudos, 313 arrasados, 226 continentales, 226 volcánicos, 252 Esfera, definición, 5 Esker, 371, 372 Esopolon truncado, 362 Espectro electromagnético, 49 Espejos móviles, 66 Espigón, 337 Espina, 454 Esquisto, 216 petrolífero, 218 Estación, 25 astronómica, 31 y precipitación, 152 Estadio atlántico, 383 boreal, 383 subboreal, 383 Estado de equilibrio, 51 gaseoso, 47 líquido, 47 sólido, 47 Estados Unidos, horas diarias de sol, 66 vegetación, 462 zonas horarias, 36 Estanque, 204 Estela de contaminación, J 24 Estepa, 470, 471, 473 Estiércol turboso, 481 Estoma, 441, 445 Estrato(5), 216 horizontales, 311 sedimentarios marinos, 216 Estratocúmulos, 112 Estratopausa, 42 Estratosfera, 42, 43 Estrella Polar, 4 Estrías glaciales, 369 Estriación, 405 Estroncio, 208 Fucalyptus, 208 Eutrofización, 206, 208 Evaporación, 107 Evaporita, 217 Evapotranspiración, 173 potencial, 175, 178 real, 175 Exageración, vertical, 492

Excavación de las orillas, 285 Excedente de agua, 191 Exfoliación, 266, 355 Fagáceas, 465 Fagus, 463 sylvatica, 463 Fahrenheit, escala, 79 Falla de cabalgamiento, 235, 237, 259 de desgarre, 231, 258, 259 de San Andrés, 233, 239, 259, 264 de transformación, 231, 258 escarpe , 257 inversa, 258 línea, 257 normal, 257 plano, 257 tipos, 257, 258 Familia de borrascas, 136 de nubes, 112 Fecha, línea internacional, 38 Feldespato(s), 210, 393 plagioclasa, 21O potásicos(s), 210, 214 Fell field, 473 Felsenmeer, 268 Fenland, 340 Ferre!, ley, 93 Ferrods, 487 Fibrists, 481 Ficus, 456 Figuras geométricas desarrollables, 8, 9 Fiordo, 275, 363 Firn, 358 Flecha litoral, 335 Floculación, 215 Fluido, 47 Flujo, 338 artesiano, 313 Flúor, 43, 210 Fluventes, 404, 481 Foliación, 216, 219 Folists, 481 Forbia, 452 Forbiáceas, 469 Formaciones vegetales, 445, 453 vegetales y clima, 453 vegetales y suelo, 453 Fosa(s) de Java, 234 de las Aleutianas, 230 oceánicas, 227, 230 Ryukyu-Filipinas, 230 tectónica, 258, 259, 325 Fosfato, 206 Fósforo, 208 Fotografía aérea, 69 infrarroja, 69 infrarroja color, 69 Fotoperíodo, 444 Fotoquímicas, reacciones, 122 Fotosíntesis, 40, 147, 425 bruta, 426 neta, 426 Foucault, ]ean Bernard Leon, 26 péndulo, 26 Fouquiera splendens, 471 Fractura irregular, 266 Fragipan, 391, 401 Fragmentación en bloques, 266 Franca arcillosa, 388 arenosa, 388 Fraxinus, 463 Frecuencia de onda, 54 y longitud de onda, 54 Frente, 129, 154 ártico, 156 cálido, 131 frío, 131

543

Polar, 101, 102, 129, 155 Polar en invierno, 102 Fresno, 451, 463 Frontera bioclimática, 444 Fuente, 313 de energía, 51 termales, 255 Fumarola, 255 Fusión, 107 nuclear, 54 Fóhn, 98, 118 Gabro, 211, 231 Ganado, pisadas, 282 Ganges, río, 287 Garganta, 289 Gas(es) de erupciones volcánicas, 210 de los magmas, 210 definición, 47 indicadores, 90 propiedades, 48 Geiger, R. 166 Géiser, 255 central eléctrica, 256 Géminis, fotografía, 69 Geografía física, definición, 1 Geomorfología, 249 Girasol, 470 Giros, 104 Glaciación, 367 causas, 380 Wisconsin, 367 Würn, 367 y hombre, 384 Glacial arista, 360 Glaciar(es), 90, 357 alpino, 358 alpino y medio ambiente, 363 circo, 358 como sistema de flujo de materia y energía, 360 continental, 358 de valle, 358 frente, 359 morro, 359 rocosos, 270 zona de ablación, 359 zona de acumulación, 358 Globo, 9 sonda de hidrógeno, 93 GMS Sunflower, satélite, 144 Gneiss, 219 GOES-Este, satélite, 144 GOES-Oeste, satélite, 144 Goma, 459 Gota de lluvia, fuerza, 281 Gradiente adiabático húmedo, 110 adiabático seco, llO, 122 de presión, 92, 95 de presión, fuerza, 92 geotermal, 255 vertical de temperatura, 42 Grado de longitud, 8 Gramíneas, 469 Grandes Lagos, avance y retroceso del hielo, 384 Lagos, evolución, 376 Lagos, origen, 375 Granito, 211, 318 bolas, 268 hidrólisis, 267 Granizo, 113 efectos nocivos, 116 medias anuales, 117 pérdidas, 117 Grava, depósitos, 279 Gravedad, definición, 5, 47

\lo..\fotmidad, 1

544

Gravitación, 5, 47 Grenville, orogenia, 225 Grieta de transformación, 240 Grillo de las cavernas, 448 Groenlandia, 363 Gusano, 448 Hábitat, 445 Hachuras, 490 Hadley, célula, 99-102, ll9 georg, 101 Halemaumau, volcán, 254 Halita, 216, 217 Halocarburos, 43, 90 Hawai, volcanes, 329 Haya, 448, 461 Heladas, 81 Helianthus rigidus, 470 Heliostato, 66 Heliostato, rendimiento, 67 Hematita, 215, 216 Hemisferio Norte, centros de presión, 95 vientos, 96 Hemist, 481 Herciniana, orogenia, 225 Hertz, 54 Hidratos de carbono, 425, 432 Hidrocarburos, 120, 121, 124 y azufre, 218 Hidrógeno, 1, 67, 208, 210 y acumulación de energía, 67 Hidrograma, 192, 199 Hidrólisis, 214 Hidrología, 170 Hidrosfera, 1, 39, 45 Hielo, 49 acción de fractura, 268 continuo, 365 marino, 365 y meteorización, 212, 214 zona activa superficial, 277 Hierba, 452 de búfalo, 470 del elefante, 466 dura, 471 Hierro, 208, 314 Higrógrafo, 108 Higrómetro, 108, 109 Higuera estranguladora, 456 Histosoles, 401, 404, 464, 473, 481 Hoces, 322 Hogback, 320 Hoja(s) aciculares, 454 anchas, 454 compuestas, 454 configuración, 454 esclerófilas, 454 graminoides, 454 membranosas, 454 peliculares, 454 suculentas, 454 textura, 454 Hollín, 121 Holoceno, ciclos climáticos, 383 Hombre como agente geomorfológico, 279, 384 influencia sobre la atmósfera, 87 supervivencia, 2 y agua, 190 y ecosistemas naturales, 2, 449 y glaciaciones, 384 Hora, 32 de aprovechamiento de la luz diurna, 36 local, 35 oficial, 35 y longitud , 33

Horizonte ágrico, 400 álbico, 401 argílico, 400 cálcico, 400 cámbico, 401 del suelo, 390, 418 gípsico, 400 nátrico, 400 óxico, 401 petrocálcico, 400 sálico, 401 spódico, 401 Hormiga león, 448 Horn, 360 Horse, latitudes, 96 Horst, 258 Hudson, orogenia, 225 Humedad, 108 específica, 109, llO relativa, 108, 110 relativa y temperatura, 108 y meteorización química, 214 Humificación, 391 Humods, 487 Humox, 481 Humults, 486 Humus, 391 Huracán, 91, 140 Anita, 143 Flora, 141, 143 inseminación, 143 Ibon, 362 Iceberg, 366 tabular, 367 Iceptisoles, 401 !lex opaca, 447 Illita, 214, 393 Iluviación, 398 Imágenes digitales, 69-71 infrarrojas, 73 Impulsión, 360 Incendios, 282 forestales, 43, 121 Inceptisoles, 404, 464, 473, 481 Infiltración, 173 Infrarrojo(s), emisividad, 73 térmico, 73 Ingravidez, 5 Inlandsis, 358 Inmersión, 340 INSAT, satélite, 144 Inselberg, 306 Inseminación de huracanes, 143 de nubes, 116 Insolación, 56, 57, 61, 63 ciclo diario, 79, 80 pérdidas, 59 total anual, 57 y estación,.57, 58 y latitud, 57, 58, 62 Intercambio de cationes, capacidad, 393 Interceptación, 195 Inundaciones, prevención, 295 Inversión a bajo nivel, 122 térmica a bajo nivel, 81, 82 térmica de altura, 123 térmica terrestre, 82 terrestre, 122 Invertebrados, 448 Invierno, 27 Ion(es), 392 de calcio, 206 de sodio, 206 de sulfato, 206 I rrigación, 193 y anegación del suelo, 206

Índice alfabético

y salinidad, 206 Irrupción de aire, 140 de aire polar, 140 Isla barrera, 342, 345 de calor urbana, 124 de hielo, 366 Islote rocoso, 332 Isobaras, 92, 98 y corriente en chorro, 102 y vientos de altura, 98 y vientos superficiales, 94 Isobaras, 24 Isobáricas, superficies, 92 Isogónicas líneas, 24 Isohipsas, 24 Isopletas, 23 Isostasia, 298 Isotacas, 101 Isoterma(s), 24, 86 dirección, 86 y altitud, 86 y latitud, 86 Isótopos de oxígeno, curva, 375 de oxígeno en el Casquete Glacial de Groenlandia, 384 Isoyetas, 118, 150 Jet stream, véase Corriente en1chorro juglans, 463 Junco de las arenas, 447, 448 Jungla, 457 Júpiter, 46 Kame deltaicos, 373 Karst, 269 Kárstica morfología, 269 Kauri, 461 Kelvin, ondas, 146 Kenoran, orogenia, 225 Kerógeno, 218 Krakatoa, volcán, 381 Kóppen, clasificación climática, 156, 166, 180 Kóppen, Vladimir, 166 Lago(s), 203 acumulación de sedimentos, 204 de valle, 362 del Cráter, 252 evaporación excesiva, 204 fondos, 373 glaciales marginales, 372 oxbow, 293 pluviales, 377, 378 salino, 205 y drenaje, 204 y nivel freático, 204 Lagoon, 342 Laguncularia, 457 Lahar, 254 Lajamiento, estructura, 266, 267 Landsat, 70 programa, 75 satélites, 72 Thematic Mapper, 72 Langley, 55 Langosta de antenas largas, 448 migradora, 448 Larámica, orogenia, 225, 228 Larix daburica, 463 Larrea tridentata, 471 Laterita, 308, 309 Laterización, 413 Latitud(es), 8, 62 e isotermas, 86 medias, 58 medias, curva de temperatura, 42 y albedo, 62

Índice alfabético

y balance hídrico, 172 y luz diurna, 427 y péndulo de Foucault, 26 y presión atmosférica, 42 y transporte de calor, 65 Latosoles, 412 de bajo contenido húmico, 486 húmicos, 486 rojinegros, 486 rojoamarillos, 486 rojos, 486 Laurel, 461 Laurisilva, 461 Lava(s) basáltica, 211, 231, 268 esponjosa, 211 félsicas, 250 máficas, 250 Lavado, 121 Lecho de inundación, 201, 293 Levantamiento tectónico, ritmo, 299 Ley de Stefan-Boltzmann, 56 Liana, 451, 452, 465 Lignito, 218 Lila salvaje, 465 Limo(s), 213 amarillos, 207 rojos, 207 Limonita, 215 Línea(s) de costa, 330 de nieve, 377 de rumbo, 13 isogónicas, 493 normales, 490 Líquenes, 454 Líquido, definición, 47 propiedades, 48 Liriodendron, 463 Litificación, 216 Litosfera, 1, 39, 222 movimiento, 222 oceánica, 231 Litosoles, 410 Lixiviación, 194, 398 de un vertedero de basuras, 194 Lóbulo de hielo, 371 Localizadores geotermales, 255 Lodo, 216 Loess, 355 Lombriz de tierra, 448 Longitud, 7 de onda, 54 de onda y frecuencia, 54 y hora, 33 Loxodroma, 13 Luminosidad, 443 Luna, 46 eclipses, 4 Lutita, 310 Luz diurna y latitud, 427 visible, 54 Llanura(s) abisal de Bering, 230 abisales, 228 costeras, 315-317, 335 de ablación, 371, 373 de fango, 339 de pedimentación, 307 de tillita, 372, 373 salada, 205 Lluvia, 113, 284 ácida, 125-127 orográfica, 117 Macizos autóctonos, 238 Macronutrientes, 432 Maderas selváticas, 459 Magallanes, 3, 38 Magma(s) , 209

elementos volátiles, 210 silíceos, 21O M agnesio, 208 M agnetopausa, 43, 44 Magnetosfera, 43, 44 Magnolia grandiflora, 461 M andioca, 459 Manglar, 457 blanco, 457 negro, 457 rojo, 457 Manto aluvial, 284, 403 coluvial, 284 de corrimiento, 235 de derrubios, 268 Manzanita, 465 Mapa(s), 8 a escala intermedia, 17 a gran escala, 17 a pequeña escala, 17 de círculos máximos, 6 de flujos, 21, 22 de población, 20 de uso del suelo, 69 del Servicio Meteorológico, 12 densidad, 23, 40 escala, 17, 491, 493 isobárico, 95 modelos icónicos, 20 modelos pictóricos, 20 múltiple, 19 orientación, 493 símbolos, 20 sombreado plástico, 489 temático, 19, 20 tercera dimensión, 22 tintas hipsométricas, 489 Maquis, 465 Mar de arena, 351 Marbut, clasificación de suelos, 410 Marea, 338 alta, 338 baja, 338, 470 curva, 338 Márgenes continentales, 228 continentales activos, 230 continentales pasivos, 228 Marismas 204, 339 Marmita de gigante, 285, 286 Mármol, 220, 286 Marte, 46 Masa(s) de aire, 128 de aire ecuatorial marítima, 130, 151 de aire norteamericanas, 130 de aire polar, 129 de aire polar continental, 130 de aire polar marítima, 130, 152 de aire región manantial, 130 de aire tropical continental, 130, 152 de aire tropical marítima, 130 de escorrentía, centro, 199 de precipitación, centro, 199 Materia, 47 cambios de estado, 47 ciclo, 432 Materiales fíbricos del suelo, 401 hérnicos del suelo, 401 sápricos del suelo, 401 Matorral esclerófilo, 465 Mauna Loa, cráteres, 253 Meandros aluviales, 290, 293, 294 encajados, 296 estrangulación, 293, 297 Mediodía solar, 29, 31, 34, 53, 55, 56, 63, 65 Mercurio, 207 Meridiano(s), 7 de Greenwich, 7, 34, 37

545

de medianoche, 34 de mediodía, 33, 34 de referencia, 35 horarios, 34 Meseta, 311 Mesopausa, 42 Mesosfera, 42 Mesozoico, 224 Metales tóxicos, 207 Metano, 90 Meteorización, 40, 212, 265 esferoidal, 267 física de las rocas, 212 química y humedad, 214 y descompresión, 266 Meteorología, 40 Meteosat, satélite, 144 Mica, grupo, 210 Micra, 54 Microclima, 448 Microcontinente, 237 Microondas, 49, 68 absorción por la atmósfera, 69 Milibar, 41 Miliequivalente, 393 Milla náutica, 8 Mina(s), 314 de asbesto, 121 explotaciones a cielo abierto, 279, 315 explotaciones horizontales, 315 explotaciones según las curvas de nivel, 315 galerías, 315 Mineral(es), 215 alteración, 214 biogénicos, 216 de arcilla, 214 definición, 208 densidad, 210 félsicos, 210 hidrogénicos, 216 máficos, 210 oxidación, 214 primarios, 214 secundarios, 214 silíceos, 209, 215 sulfurosos, 121 vegetación en descomposición, 214 y ácido carbónico, 214 Mississippi, río, 287, 294 Missouri, río, 200 Mistral, 98 Modelo geológico, 281 Moho, 222 Molino de viento, 105 Mollisoles, 402, 408, 466, 487 Monadnock, 327 Monóxido de carbono, 120 Montaña(s) anticlinal, 321 en bloques fallados, 240 Rocosas, perfil, 238 Monte bajo, 465, 471 bajo semidesértico, 471 bajo y arbolado semidesértico, 471 de ámbitos fríos, 464 Montmorillonita, 214, 393 Monzón, 97 de invierno, 97 de verano, 97 Morrena central, 362 de fondo, 372 en retroceso, 363 interlobular, 371 lateral, 362 terminal, 362 Motor Daerrius, 105 Movimiento(s) epirogénicos, 226

546

ondulatorio, 48 Mudstone, 216 M uestra, 22 Muros de contención naturales, 293 Musgo, 451 de reno, 452 Muskag, 464 Nappe, 235 National Oceanic and Atmospheric Administration, 143 Neblina, 121 Neptuno, 46 Nevádica, orogenia, 225 Nevé, 358 Neviza, 358 Newtcm, Isaac, 26 ley, 5 N iágara, cataratas, 291 Niebla, 112 de advección, 113 por irradiación, 112 tóxica de Donora, 122 Nieve , 113 cristales, 113 Nilo, delta, 344 Nimbostratos, 112 Nimbos, 114 Nitrato, 206 Nitrógeno, 1, 40, 210 ciclo, 434, 435 fijación, 434 Nivación, 360 Nivelde referencia, 490 freático, 191, 192 freático, afloramiento, 205 freático, colgado, 312 freático y topografía, 192 NOAA TIROS, satélites, 144 Noche, duración variable, 25 Nogal, 448 americano, 463 de 1 Brasil, 4 56 Norte geográfico, 493 magnético, 493, 494 verdadero, 493, 494 Nothofagus, 461 Nube(s), 111 ardiente, 250 caminos, 112 clasificación, 111 cumuliformes, 111 estratiformes, 111 fámilias, 111, 112 inseminación, 116 núcleos de condensación, 111 reflexión de energía, 59 Nudo, 101 marino, 8 Nutrientes, 432, 448, 451 ciclo, 432 Obsidiana, 211 Océano(s) calentamiento, 85 corte norte-sur, 46 estructura, 45 Glacial Ártico, 365 mundial, extensión, 45 mundial, profundidad, 45 mundial, volumen, 45 papel climático, 44 profundidad y contenido de oxígeno, 46 profundidad y temperatura, 46 y tierra distribución, 45 Oceanografía física, 40 Oclusión anticiclónica, 101 ciclónica, 101

Ocotillo, 471 Ocrepts, 481 Ola(s), 330 energía, 105 gigante, 142 marinas sísmicas, 263 refracción, 334, 335 Oldlands, 316 Olea europaea, 465 Olivino, 210, 222 Olivo común, 465 Olmo, 463 Onda(s) de Kelvin, 146 de la radio, 49 de Rossby, 101 sísmicas, 261 Ondulación(es) de los vientos del este, 139 de Rossby, 100 en las capas de aire, 136 Opuntia imbricata, 471 Órbita geostacionaria, 144 Orden brunisólico, 419 chernozémico, 420 crisólico, 420 gleysólico, 420 1 uvisólico, 421 orgánico, 421 podzólico, 422 regosólico, 422 solonétzico, 423 Orinoco, río, 74 Orogenia, 224, 235 acádica, 22<; apalachiense, 225, 226 caledoniana, 225, 226 cascádica, 225, 226, 228 del tipo americano, 235 del tipo euroasiático, 239 grenville, 225 herciniana, 225 hudson, 225 kenoran, 225 larámica, 225, 228 nevádica, 225, 228 tacónica, 225 Orografía y precipitación, 1 i8 Orthens, 404 Orthents, 481 Orthids, 487 Orthods, 487 Orthox, 486 Oscilación meridional, 145 térmica anual, 82, 83 Óxido(s) de azufre, 90, 120 de nitrógeno, 120, 127 Oxígeno, 1, 40, 208 ciclo, 433, 434 de los océanos, 46 Oxisoles, 401, 405, 460, 467, 481 Oxytropis lambertii, 47,0 Ozono, 43, 90, 125 Paisaje, evolución, 305 Paleozoico, 224 · Pampa, 470 Pan de azúcar, 308 Pandanus, 457 Pangea, ruptura, 242, 243 Pantano, sucesión, 448 Parafina, 218 Paralelo, 7 Partículas coloidales, 393 contaminantes sólidas, 120 minerales, tamaño, 213 sedimentarias, tamaño, 213 sólidas, 120 no sólidas, 120

Índice alfabético

Paso de Altamont, 105
Índice alfabético

Planimétrica, información, 22 Plano de estratificación, 216 Planosoles, 416, 486 Planta(s) cactiformes, 454 caducifolias, 442 cobertura, 454 efímeras anuales, 442 esclerófilas, 442 estratificación, 454 forma biológica, 451 freatófitas, 441 higrófitas, 440 mesófitas, 440 necesidades hídricas, 440, 442 perennes, 442 perennes desprovistas de hojas, 454 periodicidad, 454 productoras de energía solar, 67 suculentas, 441 tamaño, 454 transpiración, 441 tropófitas, 442 verdes, flujo de energía, 428 xerófitas, 440 y luminosidad, 443 y meteorización, 212 y temperatura, 442 Plataforma continental, 223 continental, sedimentos, 229 de abrasión, 332 de hielo, 365 Playa, 306, 332 derivación, 334 progradación, 334 retrogradación, 334 Plegamiento, 257, 259, 266 Pliegue, 235 de cabeceo, 322 Plintita, 308, 400 Plomo, 207, 314 Plutón, 250 Pluviisilva ecuatorial, 455, 456 explotación, 459 fauna, 458 futuro, 460 recursos alimentarios, 459 tropical, 457 Pluviométricas, sombras, 117 Pluviómetro, 78, 114 Poa artica, 473 Población, 22 Podocarpáceas, 461 Podocarpus, 461 Podzol(es), 411 con agua de saturación, 487 gris pardos, 486 pardo grisáceos, 412 pardos, 487 rojo amarillentos, 412, 486 Pohl, w_ 166 Polders, 105, 109, 340 Polen, 121 Polígono de cuñas de hielo, 278 de piedras, 277 Polípedon, 387 Polo geográfico, 44 magnético, 44 norte, 7 sur, 7 Poluantes, 120 Polución, 2 Polvo atmosférico, 43 de la troposfera, 42 Populus, 463 Porcentaje de saturación de bases, 401 Potasio, 208 Pozo(s), 193 artesianos, 305, 313

cono de depresión, 193 de recarga, 194 intrusión de agua salada, 195 revestimiento, 193 Pradera, 444, 455, 469 Precámbrico, 224 Precipitación, 24, 110, 195 anual, 150 centro de masas, 199 distribución mundial, 151 mecanismo, 114 mediciones, 113 modelos, 153 orográfica, 117 tipos, 113 variabilidad, 472 y cauces de agua, 199 y clima, 150 y estaciones, 152 y orografía, 118 Presión atmosférica, 40 atmosférica, distribución vertical, 41 atmosférica en superficie, 145 atmosférica y temperatura, 42 barométrica, 24 barométrica, gradiente, 91, 92 Presupuesto hídrico, 184, 189 Prisma acrecionario, 234 Procesos fluviales, 280 Producción neta y clima, 430 primaria neta, 429 sedimentaria, 283 Productores primarios; 424 Programa Coriolis, 106 Protuberancia del manto, 252 Proyección(es), 8 cenitales, 11 cenitales ecuatoriales, 11 cenitales oblicuas, 11 cenitales polares, 11 cilíndricas, 12 clasificación, 1 O conforme, 10 cónica conforme de Lamben, 12 cónica secante, 12, 14 cónicas, 11 de Mercator, 12 deformación, 10 equiáreas, 10 estereográfica, 12, 13 homolográfica, 15 homolosena, 16 homolosena discontinua de Goode, 16 ortomórfica, 1O sección, 17 sinusoidal, 16 universal transversal de Mercator, 17, 18 y áreas, 10 y formas, 10 Pruebas nucleares, 121 Psamments, 404, 481 Pseudotsuga menziesii, 464 Psicrómetro, 108 Ptolomeo, Claudia, 33 Puente natural, 297 Pumita, 211 Punto de marchitación, 389 de rocío, 108 de saturación, 108 subsolar, 29 Puszta, 470 Quema de rastrojos, 121 en la agricultura, 459 Quercus agrifolia, 465 ilex, 465

547

/abata, 465 suber, 465 virginiana, 461 Quinina, 459 Rada, 336 Radar, 68 de previsión meteorológica, 69 en el espacio, 76 sistemas de detección, 73 Radarsat, satélite, 77 Radiación, 49 contraria, 61 de onda corta, 56, 61, 63 de onda larga, 56, 60 de onda larga desde la tierra, 64 global, balance, 60, 61, 62 infrarroja, absorción por la atmósfera, 69 iónica, 44 neta, 64, 83 neta anual, 64 neta, ciclos diarios, 79, 80 neta de la atmósfera, 65 neta de la tierra, 65 neta y clima, 148 sistema, 53 solar, valores medios, 63 sola� y altitud, 80 ultravioleta, 43, 54, 69 ultravioleta, absorción por la atmósfera, 69 visible, 55 visible, absorción por la atmósfera, 69 Radiactividad, 224 Radiocarbónica, datación, 374 Rainshadow, 118 Rápidos, profundización, 289 Rastros espectrales, 72 Rayos gamma, 49, 54 intrarrojos, 54 solares, ángulo de incidencia, 25, 57 ultravioletas, 49 X, 49, 54 Reacciones fotoquímicas, 122 Recarga por filtración, 174 Recesión glaciar, 367, 382 Red(es) cristalinas, 392 Estereográfica Polar, 19 geográfica, 7 Universal Transversal de Mercator, 19 Reflectores parabólicos, 67 Reflexión de energía por la superficie terrestre, 59 de energía por las nubes, 59 difusa, 59 Reflujo, 338 Reg, 353 Régimen (es) acuoso, 395 arídico, 396 continental de latitudes medias, 150 ecuatorial, 149 perúdico, 396 térmicos, 149 tórrico, 396 tropical continental, 149 tropical de costa oeste, 150 údico, 396 ústico, 396 xérico, 396 Región(es) climogenéticas, 302 manantial, 129, 130, 154 morfogenéticas, 302 plegadas, 318 subtropicales, 152 Regolita, 212 , 271, 307, 323, 326 residual, 265

548

transportada, 265 Regosoles, 410 Regur, 406 Reinos de la tierra, 39 Rejuvenecimiento geológico, 300 Relieves, 249 deposicionales, 281 erosionales, 281 fluviales, 280 iniciales, 249 secuenciales, 249 tectónicos, 256 Rendolls, 409, 487 Rendzinas, 487 Reptación, 270 Resinosas, 465 Resolución, 21 Respiración, 425 Retrogradación, 332 Revolución Verde, 468 Rhizopora, 457 Ri<1das detríticas, 273 Ribera aluvial, 290 Richter, Charles F . , 262 escala, 261 Jean, 5 Rift axial, 228 valleys, 240, 259-261 Río(s) agradación, 291 alóctono, 205 aluviales, 286, 293 aluviales, navegabilidad, 295 aluviales y el hombre, 295 Amarillo, 287 Amazonas, 287 capacidad de carga, 286 carga en suspensión, 287 caudal, 198 Colorado, 287 Congo, 287 contaminación química, 206 continentales, 229 crecida, 286 degradación, 291 desembocadura, 290 en climas áridos, 303 equilibrio, 288 erosión, 285 erosión lateral, 290 evolución, 288 fase de crecida, 201 fase de encauzamiento, 201 flujo basal, 199 flujo superficial, 199 Ganges, 287 gradiente, 197 lecho de inundación, 201 Mississippi, 287, 294 modificación del cauce, 286 muros de contención artificiales, 295 nivel de base, 290 ola de crecida, 201 Orinoco, 74 pendiente, 197 perfil longitudinal, 288 producción sedimentaria, 287 rejuvenecimiento, 296, 297 sedimentación, 285 trabajo geológico, 285 transporte, 285 valle de fondo horizontal, 290 velocidad media, 198 y alcantarillado, 203 y precipitaciones, 199 y relieve, 280 Yenisei, 288 Riolita, 211, 250 Rizobium, 434

Rizosfera, 173 Roble, 463 negro, 448 Roca(s) aborregadas, 368, 369 ciclo de transformación, 220 definición, 208 félsicas, 212 geometría de la rotura, 265 graníticas, 222 ígneas, 209, 211, 310, 325 ígneas extrusivas, 211 ígneas textura, 211 madre, 212 máficas, 212 medio profundo, 220 medio superficial, 220 metamórficas, 209, 219, 325 meteorización, 212 meteorización química, 214 rotura, 266 sedimentaria, hidrocarburos, 217 sedimentarias, 209 sedimentarias elásticas, 215 ultramáficas, 212 Rocío, punto, 108 Rompiente, 331 Rossby, ondas, 101 ondulaciones, 100 Roza, 459 Rudbeckia nitida, 469 Rumbo, 493 de cuadrante de la brújula, 494 Ruptura continental, 240, 242, 243 Ruta de círculo máximo, 14 Sabana, 308, 444, 455 africana, animales, 467 arbolada, 466 australiana de árboles esclerófilos, 467 espinosa, 466 recursos agrícolas, 467 Sáhara, desierto, 83 Sahel, 469 Sal, cristales, 43 marina, 120, 121 Salientes continentales, 234 Salina, 205 Salinización, 206 Salix herbacea, 473 Saltación, 350 Saltamontes enano, 448 San Andrés, falla, 259 Francisco, terremoto, 261 Sanitary ,tandfill, 194 Santa Héiena volcán, 251 Saprists, 481 Saprolita, 267, 271 Satélite de órbita polar, 76 futuros sistemas, 77 sincrónico solar, 74 Saturación, punto, 108 Saturno, 46 Sauce, 463 enano, 473 Saúco, 451 Scanner multiespectrales, 71, 72 Scanning, capacidad de resolución, 71 multiespectral, 72 sistemas, 70 Seasat, satélite, 76 Secuoia gigante, 464 roja, 464 Sedimentación, 121 ácida, 126 fluvial, 285 Sedimento(s) biogénicos, 216 elásticos, 215

Índice alfabético

elásticos, tamaño de las partículas, 215 glaciofluviales, 371 hidrogénicos, 216, 217 no elásticos, 215, 216 orgánicos, 216 piroclásticos, 215 químicos, 216 Semidesierto espinoso, 470 Sequía, 356, 468 Sequoia sempervirens, 464 Sequoiadendron giganteus, 464 Seracs, 358 Servicio de Conservación del Suelo, 399 Oceánico Nacional, 12 Sesquióxido de aluminio, 214, 393 de hierro, 393 Shishaldin, volcán, 251 Shuttle Imaging Radar-A, satélite, 76 Sidelooking airbonne, radar, 74 Sierozems, 4 1 7, 487 Siganturas espectrales, 72 Silicatos, capas, 392 Sílice, 2 1 5 Silicio, 208 . Sill, 250 Sinclinal, 257, 321 colgado, 321 , 332 SIR-A, satélite, 76 Sistema(s) abierto, 5 1 cerrado, 5 1 climático, 302 climático desértico, 302 climático periglacial, 302 Completo de Clasificación de los Suelos, 399 de coordenadas, 494 de cuadrángulos, 494 de flujo de energía, 49 de flujo de materia, 51 de irrigación, construcción, 288 de Referencia de Ja Red, 19 de vientos meridional, 99 naturales, 1 tectónico, 243 Smog, 121 SMS, satélite, 144 Snell, Willebrod, 5 Sodio, 208 Sol, distancia a la tierra, 27 horas diarias en Estados Unidos, 66 recorrido aparente, 25 Solar One, 67 Sólido, definición, 47 propiedades, 48 Solodnización, 423, 426 Sol onchaks, 417 carbonatos cálcicos, 487 Solonetz, 487 solodizados, 487 Solsticio, 28, 30-32, 34 de invierno, 28 de verano, 28 Sombras pluviométricas, 1 1 7 Sorgo, 467 Sphagnum, 449, 481 Spodosoles, 402, 465, 486 Spot satélites, 76 Stipa, 471 Stormfury, proyecto, 143 Subducción, 231, 234, 235, 239 Sublimación, 107 Subplaca de Somalía, 234 Subsidencia, 100 teoría de, 345 S ubsistemas energéticos, 6 1 Sucesión au tógena, 449 autorreproducida, 449

Índice alfabético

ecológica, 446 primaria, 447 secundaria, 447 sobre antiguos campos, 449 Suelo(s), acidez, 393, 394 alcalinos, 393 aniones, 393 ártico forestal de tundra, 4 1 6 azonales, 4 1 0 balance hídrico d e Ja columna, 175 basicidad, 393, 394 calcificación, 398 calcimorfos, 417 castaño-rojizos, 4 1 7, 486 castaños, 416, 487 cationes, 392 clasificación, 399 clasificación canadiense, 418 clasificación de Marbut, 4 1 0 coloides, 392 color, 387 columna, 387 consistencia, 389 de climas áridos y semiáridos, 416 de climas húmedos, 411 de pradera, 416, 487 de pradera rojizos, 416 de prados alpinos, 481 de tundra, 4 1 6, 481 desalinización, 398 desérticos, 487 desérticos rojos, 487 dinámica, 386 enriquecimiento, 397 estriaciones, 405 estructura,' 389 forestales pardos, 481 formación, 396, 397 gley con bajo contenido en humus, 486 gley húmicos, 486, 487 gley poco húmicos, 481, 486 grado de desarrollo de los horizontes, 398 grises de arbolado, 486 grises desérticos, 4 1 7 halomorfos, 417 hidromorfos, 4 1 6 horizontes, 387, 390, 418 horizontes de diagnóstico, 400 horizontes minerales, 391 horizontes orgánicos, 390 intercambio de cationes, 393 intrazonales, 4 1 0, 416, 417 lateríticos con aguas de saturación, 481 lateríticos marrón-rojizos, 486 lateríticos pardo-rojizos, 486 maduros, 169 negros de algodón, 406 oquedades, 405 órdenes, 401, 410, 4 1 9, 453 pantanosos, 416 pardo-rojizos, 417, 486 pardos, 4 1 6 pardos forestales, 481 pardos no cálcicos, 486 perfil, 387 podzólicos, 411, 487 podzólicos, pardo-grisáceos, 412 podzólicos, rojo-amarillentos, 412, 486 porcentaje de satu ración de bases, 394 presupuesto del agua, 176, 177 protuberancias, 405 regímenes hídricos, 395 regímenes térmicos, 394

rojos desérticos, 4 1 7 salinización, 398 salinos, 417 saturación de bases, 405 soluciones, 391 subórdenes, 453 taxonomía, 399, 480 textura, 388 y altitud, 41O y animales, 397 y formaciones vegetales, 453 zonales, 410 Sulfato, 206 Sumersión, 340 Sumidero, 269 Superávit energético, 64 Superficie (s) de presión hidrostática, 313 isobáricas, 91 Susana de ojos negros, 469 Sutura continental, 239 Swash, 331 Systeme Probatoire d'Observation de Ja Terre, 76 TAC 102 Tacónica, orogenia, 225 Taiga, 464 Talud ángulo, de reposo, 270 continental, 228 continental, sedimentos, 229 Tamarisco, 471 Tamarix, 471 Tapa de inversión, 122 Taro, 459 TayJOr, Frank B., 242 Teca, 461, 463 Tectona grandis, 461 Tectónica de placas, 230 Tefra, 215 Tehachapi, paso, 105 Teledetección, 68, 143 de alta resolución espectral, 77 sistemas activos, 68 sistemas pasivos, 68 Telégrafo, 32, 33 Temperatura(s) cambios, 89, 90 cambios y meteorización, 212 ciclo anual, 82 ciclos, 149 contraste entre tierra y mar, 84 contrastes estacionales, 85 de Ja superficie del mar, 88 del aire, 24, 82, 87 del aire, ciclo diario, 79, 80 del aire, medición, 78 del aire, oscilación anual, 86 del aire y altitud, 80 del aire y clima, 148 del suelo, 82, 84 del suelo, ciclo anual, 83 del suelo, ciclo diario, 81 en las superficies marítimas, 87 mapamundis, 86 máximas, 81 media anual, 79 media diaria, 79 media mensual, 79, 83 mínimas, 81 oscilación diaria, 85 ritmo diario, 78 y animales, 442 y humedad relativa, 108 y plantas, 442 Tempestad de arena, 350 de polvo, 349 Terjung, Werner H . , 148 Termoclina, 46

549

Termograma, 79 Termómetro, 78 de máximas y mínimas, 79 Termosfera, 42 Terpenos, 121 Terraza(s) aluviales, 291, 379 de kame, 373 defendida por rocas, 292 marina, 346 rocosa, 296 Terremoto, 222, 261 de San Fernando, 263, 264 de San Francisco, 261 de Viernes Santo, 262 energía, 48, 54 focos generadores, 261, 262 y placas tectónicas, 263 y urbanismo, 263 Terreno pantanoso, 204 Thornthwaite, Warren C . , 176, 177, 179 Tiempo, mapas diarios, 132 predicción, 143 Tierra, achatamiento, 6 baja interior, 316 bajas, 316 círculo máximo, 6 círculos menores, 6 corteza, 222 demostración de la rotación, 25 densidad, 222 distancia al sol, 27 energía interna, 244, 245 forma, 3 interior, 221 manto, 222 núcleo, 221 relieve, 224 rotación, 25 traslación, 27 velocidad de rotación, 25 y océanos, distribución, 45 Tigre blanco, 448 bronceado, 448 verde, 448 Tilia, 463 Till, 369 basal, 369, 371 residual, 369, 371 Til/andsia usneoides, 461 Tillitas glaciares, 369 Tilo, 463 Titanio, 208 Tómbolo, 335 Topografía aborregada, 371 de barras y depresiones, 293 originada por glaciales alpinos, 361 Tor, 308 Torio, 244 Tormenta convectiva, 119, 120 de hielo, 113 Tornado, 91, 128 chimenea, 137 Torrerts, 486 Torricelli, Evangelista, 40 Torrox, 486 Trabajo, 47 Trampas estratigráficas, 317 Transformación de la energía, 51, 59 Transformador, 424 Transpiración, 173 Transporte en suspensión, 285 fluvial, 285 meridiano, 65 Travertino, 269 Trementina, 465 Trigo, 468 Trióxido de azufre, 122 Trombas marinas, 139

550

Tropepts, 481 Tropico (s) , 58 de Cáncer, 31 de Capricornio, 31 Tropopausa, 42 Troposfera, 42, 43 Tsuga canadensis, 464 Tsunami, 263 Tulipero, 463 Tumboa, 471 Tundra, 444, 455, 473 alpina, 473 ártica, 276, 473 Turba, 217, 481 de agua dulce, 449 Turbera, 204 Turbina eólica, 105 hidroeléctrica, 290 Turbulencia en aire claro, 102 Udalfs, 407, 486 Uderts, 486 Údico, 470 Udolls, 408, 487 Udults, 465, 486 U/mus, 463 Ultisoles, 401, 405, 460, 466, 486, 487 Umbrepts, 481 Uprush, 331 Uranio, 244, 247, 248 minas, 314 Urano, 46 Urbanización, 292, 299 efectos hidrográficos, 202 impermeabilización del suelo, 202 y crecidas, 204 Ustalfs, 407, 467, 486 Usterts, 486 Ústico, 470 Ustolls, 487 Ustox, 486 Ustults, 486 Vaguada y ciclones, 132 Valle (s) colgado, 333 de la Muerte, 305, 306, 378 glaciales, 275, 360 glaciales, desarrollo, 362 sinclinal, 321 suspendidos, 362 Van Allen, cinturones de radiación, 44 Vapor, 47 de agua, 42, 59, 61 de agua, transporte meridional, 119 Variable, 22 Varva, 373 Vegetación andina, 459 semicaducifolia, 454 suculenta perennefolia, 454 y altura, 474, 475 y clima, 169 y erosión, 282 Vegetales, formaciones, 445 Veldt, 470 Veleta, 92, 93 Velocidad de un flujo, 24 Ventana, 56 Venus, 46 Verano, 27 Verglas, 113 Vermiculita, 214, 393 Vertedero de basuras, 194 de basuras, lixiviación, 194 Vértices geodésicos, 491 Vertiente (s) , 307 del talud, 270 destrucción, 265, 269 perfil, 307

retroceso en diagonal, 307 · retroceso paralelo, 307 Vertisoles, 91, 401, 405, 467, 486 Viento(s) alisios, 96, 139-141, 145, 151 catabáticos, 98 de altura e isobaras, 98 de drenaje, 98 de Ja troposfera, 100 de montana y de valle, 98 de troposfera, 99 del este tropicales, 100 del oeste en altura, 101 dominantes del oeste, 97 Easterlies, 97 efectos sobre la vegetación, 443 en altura, 98 en un planeta sin rotación, 99 geostrófico, 98 locales, 98 meridionales, 99 polares del este, 97 solar, 43 superficiales, 94 superficiales, medición, 92 Westerlies, 97, 105, 1 41 y rotación terrestre, 93 Viernes Santo, terremoto, 262 Virus, 121 Volcán (es), 250 basálticos, 252 compuestos, 250 erosión, 327 hawaianos, 253 y medio ambiente, 254 Vulcanismo, 225 Waikite, géiser, 255 Walker, Gilbert, 145 Watergaps, 322 Wegener, Alfred, 242 Weltwischia mirabilis, 471 Westerlies, 97, 141 Windtarms, 105 Wrangellia, 238 Xeralfs, Xererts, Xerolls, Xerults,

407, 465, 470, 486 486 409, 466, 481 466, 486

Yardang, 349 Yenisei, río Yeso, 216, 217 Yodurd de plata, 116 ZCIT, 96, 100, 140, 141, 144-146, 149, 207, 314 Zinc, 207, 314 Zócalos continentales, 226 Zona(s) de agua de infiltración, 173 de aireación, 191 de convergencia intertropical, véase ZCIT de fractura, 240 de saturación, 191 geopresurizada, 256 horarias de Canadá, 36 horarias de Estados Unidos, 36 horarias muñdiales, 37 latitudinales, 58 no saturada, 191 periglacial, 377 subantártica, 59 subártica, 59 subtropicales, 58 tropicales, 58

Índice alfabético

SÍM BOLOS TOPOGRÁFICOS PUEDEN ENCONTRARSE VARIACIONES EN MAPAS ANTERIORES Carretera de tráfico intenso, de cuatro o más carriles. Carretera de tráfico intenso, de dos o tres carriles .

Frontera nacional. Límite de estado.

. . . . . . . . • . .

Carretera de tráfico medio, de cuatro o más carriles.

Límite de condado, parroquia o municipio . .

Carretera de tráfico medio, de dos o más carriles . .

Límite de municipio, distrito, ciudad o barrio

Carretera afirmada y de tráfico escaso.

Ciudad incorporada, aldea, pueblo o caserio.

·

Reserva nacional o estatal.

Carretera sin afirmar y pista . . Carretera de doble sentido con carriles de 7 ,5 m de ancho o menos . .

Límite de parque, cementerio, aeropuerto, etc . .

Carretera de doble sentido con carriles de más de 7,5 m de ancho. · · · · · · ��

Límite d e concesión de tierras. . . Límite de municipios empleado por el U.S. Land Survey

Carretera en construcción.

Límite aproximado de separación de municipios. Vía férrea única y múltiple.

Límite de secciones empleado por el U.S. Land Survey.

Vía férrea en yuxtaposición.

Límite aproximado de secciones . . .

Vía estrecha, tendido simple y múltiple.

Límite de municipios empleado por otros organismos que el U . S . Land Survey.

Tendido de vía férrea y carretera.

Límite de secciones empleado por otros organismos que el U.S. Land Survey.

==s= .=u=

Puente, carretera y via férrea. Puente levadizo. carretera y vía férrea . . . Puente para peatones.

Angulo de secciones, establecido y en proyecto.

+.

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Mojón fronterizo, de cesión de tierras y otros. .

o.

.

== = = = = = = ..___.., = = = = E---+-

: : :�=t=

Túnel, carretera y vía férrea. Paso elevado y paso subterráneo . . Embalse natuntl o artificial pequeño pero importante . .

t--+(

Embalse con aliviadero. Embalse con carretera.

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Edificios (viviendas, fábricas, etc.).

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Edificios (establos, almacenes, etc.).

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Linea de alta tensión . .

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Escuela, iglesia y cementerio.

Pozos que no sean de agua (indicados con el nombre).

Objeto o monumento de interés; molino de viento . .

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Petróleo.



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Gas.

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Entrada de pozo y galería.

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Desmonte

Escombrera de mina.

Aluviones

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Áridos de mina

1

Su perficie alteraoa por una explotación . . a cielo abierto.

Estación de control horizontal y vertical :

B M l> 5 6 5 3

Placa, altitud según el nivel de burbuja.



V A B M l> 9519

Estación de control horizontal : placa, altitud según ángulo vertica l . . Cualquier marca recup., altitud según ángulo vertical o comprobada . .

Acueducto con túnel . Curso de agua que desaparece.

Rápidos grandes.

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Llanura intermareal. .

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Barco parcialmente hundido

Pantano.

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Pantano con vegetación.

Otra marca recuperable, altitud según el nivel de burbuja.

X 954

Bosque o matorral.

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Viñedos.

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Zona d e inundación.

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Cascadas grandes.



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Barco -hundido.

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Escollos peligrosos para la navegación.

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Lago intermitente . .

Estación de control vertica l : placa, altitud según nivel de burbuja.

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L ==-:- : _¡ ·1 -;.;,_y ' · ¡

Cursos de agua intermitentes.

Pozo de agua y fuente.

A3775

Altitud comprobada de un punto.

Superficie deformada.

Acueducto elevado.

l; 5 4 5 5

Otra marca recuperable, altitud según el nivel de burbuja.

Depósito de áridos .

Playa de grava.

Cu rsos de agua permanentes.

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Zona arenosa.

Curva batimétrica, de profundidad.

·

Curvas de nivel de depresión.

Dique de contención con carretera . .

Rápidos pequeños.

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Curva de nivel intermedia.

Dique de contención.

Agua .

· º·

Explotación a cielo abierto, mina o cantera; id. en prospección.

J\ltitud no comprobada de un punto Y del agua.

---­

·--------

Línea telefónica. conducción de agua, etc. (indicado con el nombre) . .

Depósito de petróleo, agua, etc. (indicados con el nom bre).

Curva de nivel principal . . . . . Curva de nivel suplementaria. Terraplén.

Canal con esclusa . .

.

Depósito mineral estatal o su localización.

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Pantano sumergido . . Manglar.

Huerto.

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Monte bajo .

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NUEVA JrnsE

1000

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1000

2000

3000

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5000

6000

7000

PIES

EE33:=E3i:::::;c::iE3=:5Í::EE3:3=EE3:3=0E=:=:=:;=:;=:;=:;=:;=:;=:;=:;;31 KILÓM ETROS Intervalo de las curvas de nivel: 20 pies. LAS ALTURAS ESTÁN REFERIDAS AL NIVEL DEL MAR urvas batimétricas y profu ndidades en pies. Los datos se refieren a la bajamar media. La línea de costa corresponde al nivel aproximado del agua dura nte la pleamar. La oscilación media de la mar es de 3,8 pies ( 1 , 14 m).

SITUACIÓN DEL CUADRÁNGULO

SANDY HOOK, N. J.-N. Y. N4022 .5-W7358.33/7.5x9.17 1954

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