Geofísica

TEMA 1: EL CONCEPTO DE GEOGRAFÍA.
Concepto de Geografía.
El geógrafo se muestra preocupado por la búsqueda de principios y leyes generales que permiten comprender
la configuración de los paisajes terrestres y su evolución. En este sentido, hemos de comprender que la
evolución histórica de la Geografía conlleva en el tiempo una paulatina reducción de su contenido, puesto
que, de ser considerada en otra época la madre de las ciencias con unos objetivos que abarcaban la totalidad
del Universo a través de la cosmografía y la astronomía, desde el s. XIX se reduce al estudio de una parte del
planeta. Cabría significar qué parte; la más superficial de la Tierra.
Para llegar a su definición hay que partir de su etimología: Geografía (GEO − GRAFIA), que significa
descripción de la Tierra. Este es un concepto muy antiguo y por ello se recurre a sustituir Tierra por
superficie terrestre, por lo que la Geografía sería la descripción de la superficie terrestre.
Richthofen (s. XIX) para suplir la simpleza del término descripción la completó con el de racional, por lo que
la Geografía sería la descripción racional de la superficie terrestre, convirtiéndose así en ciencia. Este
geógrafo añadió también el concepto de paisaje, resultando la definición de descripción razonada de los
paisajes terrestres. Por paisaje se entiende la diversidad de aspectos fisonómicos de la superficie terrestre,
resultantes de la combinación de factores físicos y humanos.
Martonne (s. XIX − XX) afirmaba que la Geografía es la ciencia de la localización de los fenómenos físicos,
biológicos y humanos de la superficie terrestre, averiguando sus causas, relaciones y consecuencias.
Manuel de Terán entendía la Geografía como la ciencia del paisaje, el geógrafo lo que busca del paisaje no
es una inspiración subjetiva (como el pintor o escritor), sino busca la objetividad del paisaje. El paisaje
puede ser natural, estudiado por la Geografía Física o, artificial, estudiado por la Geografía Humana.
Evolución conceptual de la Geografía Física.
La enseñanza de una ciencia no sólo presupone el conocimiento de sus contenidos, sino también de su
concepto, metodología y tendencias. En toda rama del saber, estos aspectos, han ido evolucionando desde el
nacimiento de la ciencia hasta la actualidad. En el fondo, lo que hoy nos llega de la ciencia es su legado
científico, construido a lo largo de su evolución, donde no habrán faltado ciertas controversias. En este
sentido, la Geografía Física, hasta prácticamente el s. XIX, guarda es significado etimológico de la palabra
GEO − GRAFIA (`descripción de la Tierra'). Analizando la evolución conceptual de esta ciencia, podemos
llegar a comprender cual ha sido su trayectoria y cuales son sus tendencias actuales.
En 1868, Huxley considera a la Geografía Física como una descripción de la Tierra, de sus lugares, de su
estructura general y de sus grandes elementos: viento, mareas, montañas, llanuras y de las principales
manifestaciones del mundo vegetal y animal. Los elementos a los que hace referencia son los que componen
el medio o paisaje.
1902, Von Engeln afirma que la Geografía es el estudio de las formas de la Tierra y de su influencia sobre el
hombre.
1909, Martonne, la Geografía Física, como una rama de la Geografía, más que de las propiedades, debe
ocuparse de las reacciones que resultan de ellas, en el contacto de los tres elementos: litosfera, atmósfera e
hidrosfera, en una zona que coincide, poco más o menos, con la propia superficie de la tierra, dominio del
geógrafo.
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La definición de Martonne prosigue una concepción geográfica más globalizadora que hubiera iniciado
Humboldt (considerado el padre de la Geografía moderna) a finales del s. XIX.
1942, Cholley, la Geografía Física es el estudio de las diversas combinaciones realizadas en la superficie de
globo por factores físicos, combinaciones que constituyen lo que llamamos medio físico.
1951, Strahler, la Geografía Física es, simplemente, el estudio y unificación de un cierto número de ciencias
de la Tierra que nos permiten penetrar, de una manera general, en la Naturaleza del medio que rodea al
hombre.
Ciencias como la geología (geomorfología), biología o zoología (biogeografía), oceanografía o hidrología
(hidrogeografía) y meteorología (climatología).
1959, Birot, la Geografía Física como el estudio de la epidermis de un ser único: la Tierra, se trata de la
epidermis de los paisajes naturales tal y como aparecerían a simple vista ante un espectador que recorriese
el globo antes de toda intervención humana.
1978, Price, los geógrafos físicos deberían preocuparse del estudio de la totalidad del medio natural.
De todas las definiciones se deduce que ha medida que ha ido evolucionando la Geografía Física, se ha ido
perfilando su objeto de estudio con más precisión. En este sentido parece un acuerdo generalizado de
considerar al medio natural como el objeto de la Geografía Física, el problema quizá radique en definir qué
se entiende por medio natural. Desde las concepciones de la Geografía Regional tradicional en las que este
se interpretaba como mero marco físico de las cuestiones sociales, hasta la concepción sintética actual en la
que el concepto de medio natural se amplía según las consideraciones de Bolós (1981) para quien el paisaje
permite resolver el dilema de la relación entre la Naturaleza y la sociedad. El paisaje constituye un terreno
en el que será más fácil entablar un diálogo con la Geografía Humana
Hoy en día, cuando cada vez resulta más difícil de establecer los límites entre lo natural y lo humano, parece
que en el término paisaje podemos encontrar la solución deseada.
Concluimos estas reflexiones conceptuales con la definición del profesor García Fernández para quien la
Geografía tiene por misión el conocimiento de cómo se ha organizado la superficie terrestre por las
sociedades humanas a partir del medio físico, en el cual el relieve tiene una importancia muy superior a la
que se le concede hoy en día. La Geografía es, por tanto, una ciencia de visión antropocéntrica cuando no
una verdadera ciencia humanística, ya que la superficie terrestre es, en definitiva, obra del espíritu humano,
tanto en sus ideales como en sus necesidades.
Ramas de la Geografía Física.
A lo largo de las distintas concepciones que hemos visto de la Geografía Física como ciencia integrada, es
posible reconocer una serie de partes que, al poseer un objeto de estudio y de metodología propias, pueden
considerarse también como ciencias. Son éstas la Geomorfología, la Climatología, la Hidrogeografía y la
Biogeografía, que surgen de la especialización de cada una de ellas en el estudio de los diferentes
componentes del medio: tierra, agua, aire y vida. Cada una de estas ciencias tiene su entidad propia y,
aunque nacieron como fruto de una concepción del medio analítica, hoy es posible reinsertarlas en un
sistema global en el que aparecen conexiones e interacciones que se dan de hecho en la Naturaleza.
GEOMORFOLOGÍA.
Un excelente geógrafo francés en 1965, Tricart, define la Geomorfología como la ciencia que estudia el
origen y la evolución de las formas terrestres, resultado de la interacción entre las fuerzas internas y las
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externas, que se encuentran en la superficie de contacto entre la litosfera, la atmósfera y la hidrosfera.
La Geomorfología, que es la ciencia con mayor desarrollo entre todas sus afines, a finales del s. XIX
posibilitó 2 orientaciones:
• Una más teórica y deductiva, escuela norteamericana, que busca un modelo explicativo de la
evolución del relieve.
• Otra más relacionada con los procesos erosivos, conocida como escuela alemana.
Dentro de la primera escuela hemos de destacar a Davis, considerado el fundador de la moderna
Geomorfología, puesto que su modelo explicativo fue primero uno de las primeras sistematizaciones que se
hicieron en el campo de la Geomorfología. Davis aplicó el método deductivo en su teoría del ciclo de erosión,
en la que se expone las 3 fases de la evolución de un relieve: juventud, madurez y senectud. Es un momento
en el que la ciencia estaba muy influenciada por las ideas evolucionistas de Darwin.
Estas ideas de Davis fueron seguidas en muchos países, fundamentalmente en Francia y Gran Bretaña, pero
encontraron duras críticas en Alemania con Albrecht y Walter Penck, que proponían un método más empírico
e inductivo que Davis, en el que se relacionaban las formas del relieve con las condiciones del clima pasado y
actual. Así los Penck pusieron el cimiento de la futura Geomorfología climática.
Dentro de este espíritu crítico es aconsejable referirse a otro geomorfólogo como Bauling, que afirmó que la
configuración de la superficie terrestre es el resultado de la sucesión de ciclos morfológicos. Asimismo esta
crítica se vio correspondida con las opiniones de Birot, que apoyó esta idea con la afirmación de la
existencia de varios sistemas regionales o zonales en la evolución del relieve.
A raíz de estas diferentes concepciones surgen 2 líneas dentro de la Geomorfología:
• Evolucionista y deductiva.
• Inductiva y defensora de la integración de los elementos de la superficie terrestre.
Asimismo, surgieron críticas al método de Davis por parte la escuela francesa, representada por Tricart, que
estableció los cimientos de la Geomorfología dinámica y climática. Influenciada por la escuela alemana,
elaboró una metodología basada en el uso de técnicas de campo, laboratorio y cartográficas. Establecía en
su propuesta, que en la formación del relieve intervienen tanto fuerzas endógenas como exógenas, puesto que
la superficie terrestre está constituida por varios subsistemas en lo que unas veces domina la tectogénesis
(endógenas) y otras veces domina la morfogénesis (erosión). Es el llamado sistema morfogenético y el
morfodinámico.
La Geomorfología del s. XIX se caracterizó, principalmente a finales, por el abandono de la teoría de Davis,
por otras más experimental y analítica, influenciada por las escuelas alemana y francesa, que dan cuerpo a
la geomorfología climática en la que se da importancia a los planteamientos morfoclimáticos que justifican
los distintos sistemas del modelado terrestre.
CLIMATOLOGÍA.
La ciencia que estudia los fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio de la atmósfera sobre
un punto de la superficie terrestre. Su desarrollo ha estado condicionado al de los Institutos de Medición y
muy vinculado al desarrollo de la física y de la meteorología (ciencias auxiliares o afines de la climatología).
El interés que a lo largo de la Historia se ha tenido por la predicción del tiempo se remonta a tiempos muy
antiguos y, en ocasiones, ha estado relacionado con magias o creencias fantásticas. En realidad, se puede
decir que el estudio de la atmósfera como tal se dio a mediados de s. XIX con los trabajos de Humboldt y el
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gran impulso de la Climatología parece que se produce durante la I Guerra Mundial y principalmente en la
II, por razones obvias. Hasta ese momento la información en este campo era escasa, recopilación de datos
que, tras un tratamiento estadístico, permitía conocer el comportamiento de las precipitaciones y
temperaturas, presiones e incluso clasificaciones climáticas, pero nada más.
A partir de este momento (mediados s. XX) el desarrollo de la electrónica y la aeronáutica ha permitido un
rápido avance en esta rama de la Geografía Física. En este sentido, la contribución de los satélites
meteorológicos ha supuesto una modificación de la información y, por lo tanto, unas enormes perspectivas de
aproximarse al conocimiento de la atmósfera. Los datos ofrecidos por estos satélites, de un modo regular,
han permitido elaborar mapas de tiempo que, junto a le teledetección, abren un amplio campo a la
investigación climatológica en el campo de la predicción. Es lo que denominamos hoy en día climatología
sinóptica.
Hasta estos momentos (años 60 − 70) obras clásicas de la climatología descriptiva del s. XIX fueron las del
propio Humboldt, las de Hann o las de Köppen, donde se introducen conceptos sobre isotermas, isobaras o
donde se establecen las primeras clasificaciones climáticas. Estas obras también establecieron las bases de
una parte de la climatología que conocemos como climatología analítica, dedicada al análisis de los datos
climáticos que permiten definir y caracterizar los climas terrestres.
En la segunda mitad del s. XX esta climatología descriptiva (analítica) recibe críticas por la existencia de una
explicación de las causas que organizan los climas definidos y que justifican su distribución en el globo. A
partir de estas fechas los descubrimientos que van teniendo lugar van a permitir desarrollar teorías sobre el
funcionamiento de la atmósfera, surge así la climatología dinámica, que considera la circulación atmosférica
como un aspecto determinante en la distribución de los climas. Destaca en esta línea de trabajo la escuela de
meteorología noruega de Bergen, que inicia esta meteorología moderna con la explicación del funcionamiento
de la atmósfera en latitudes medias y altas a través de la denominada teoría frontológica, existencia de fuentes,
que se completan con la teoría de la circulación general de la atmósfera del sueco Rossby.
A partir de aquí, y junto a la teoría y descubrimiento de la corriente del chorro, se va asistir a un rápido
desarrollo de la meteorología que condiciona a su vez el de la climatología, gracias a una labor investigadora
de climatólogos como Pedelaborde (Francia), Hutton (mundo anglosajón) y Flohn (mundo germánico).
En resumidas cuentas las 2 vertientes de la climatología la analítica y la sintética (sinóptica y dinámica), se
consideran como ramas que tienden a aproximarse y a complementarse, ya que para definir un clima es
necesario tanto analizar sus características, como conocer la frecuencia de tipos de tiempo que las explican.
De ahí que ninguna de las dos sean mejores, las dos son necesarias.
HIDROLOGÍA o HIDROGEOGRAFÍA.
Ciencia que se ocupa del estudio de las aguas continentales y marinas, del ciclo del agua en el espacio y en el
tiempo, de su dinámica y su distribución espacial. Se trata de aspectos que son objeto de estudio por parte de
otras ciencias como la química, la física, la oceanografía e, incluso, la geología.
Es una de las ramas de menor desarrollo dentro de la Geografía Física, debido a la escasa información
disponible, sobre todo en las cuestiones relacionadas con la Hidrología continental, que es más tratada por
ingenieros que por geógrafos. Por su parte, la Hidrología oceánica ha contado con una mayor cantidad de
conocimientos relativos a la extensión, profundidad, salinidad, temperatura e, incluso, composición del agua
del mar. Pese a ello, no ha existido una meteorología propia o un desarrollo conceptual que la hallan
favorecido.
El despegue de la Hidrología se produce parejo al avance en el campo de la climatología, es decir, con la
mayor recopilación de datos climáticos y consiguientemente un mejor conocimiento sobre los caudales
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fluviales, que es la denominada Hidrología aritmética (caudal medio, estiajes o el régimen del caudal) y los
relaciona con los tipos de clima.
Ya en el s. XX, la Hidróloga va adoptando, poco a poco, una visión geográfica, en este sentido destaca un
ingeniero hidráulico americano, Horton, que estableció los principios de que sería la moderna Hidrología. Así
se consolidó conceptos como el régimen fluvial, referido al funcionamiento de los caudales, la radiación
temporal de estos o, incluso, los estiajes y las crecidas como movimientos extraños del funcionamiento de una
corriente fluvial.
BIOGEOGRAFÍA.
Su campo de estudio es amplio ya que abarca los organismos vivos, animales y plantas, lo que le confiere una
cierta complejidad, se ocupa de conocer la estructura, función y génesis de los paisajes biológicos. Su
pobreza, quizá radique en que estas definiciones de Biogeografía le puedan presentar más cerca de la Biología
que de la Geografía, pero los enfoques son distintos, ya que en el campo de la Geografía, se le dé más
importancia a las relaciones entre los seres vivos, su dinámica espacial e, incluso, temporal.
Dentro de la Geografía Física ha sido una de las ramas menos desarrolladas hasta hace unas décadas, cuando
ha tenido un gran auge. Alguna de las razones que justifican su juventud pueden haber sido entre otras:
• Predominio en el campo de la Geógrafa Física de la Geomorfología.
• El hecho de que los especialistas en Biogeografía se sitúen profesional y académicamente en ámbitos
biológicos (Botánica, Zoología e, incluso, ecología).
• Dificultades en el aprendizaje de los elementos bióticos (flora y fauna).
• Dificultades de adaptación de los estudios de una base biológica en los análisis geográficos.
EDAFOLOGÍA.
Es la rama de la Geografía Física menor desarrollada por los geógrafos y, sin embargo, si que es objeto de
estudio por parte de agrónomos, biólogos, farmacéuticos, químicos o geólogos, lo que ha desembocado en una
gran disparidad de criterios o, incluso, en el tratamiento de la ciencia que se puede denominar Edafología o
Pedología, es decir, la ciencia del suelo.
El estudio del suelo ha preocupado desde antiguo, desde un punto de vista económico, es decir, para intentar
obtener de la tierra un mayor aprovechamiento y rentabilidad, desde un punto de vista agrícola. En el s. XX
los primeros estudios científicos por parte de edafólogos y agrónomos sobre los componentes químicos,
minerales asimilables por las plantas, experimentación de fertilizantes, con la finalidad de mejorar las
producciones agrícolas, sobre todo en dos países con grandes superficies dedicadas a cultivos como EEUU y
Rusia. A partir de esos momentos se desarrollan dos escuelas dentro de la ciencia del suelo: por un lado la
norteamericana que ha mantenido un criterio economicista y cuyo máximo exponente es la FAO y por otro la
europea que es más científica.
El primer libro que trata temas estrictamente de Edafología fue publicado en 1837 por Sprengel, que para
muchos ha sido considerado como el padre de la ciencia del suelo. Aunque no será hasta finales del s. XIX
cuando Dokuchaev, y su clasificación de suelos en 1883, se establezca definitivamente el carácter de esta
disciplina. El criterio seguido por este autor es la dependencia de los suelos con el medio en el que se
desarrollan y, fundamentalmente, con las condiciones climáticas.
Tras la II Guerra Mundial se fundó la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo, que se encargó de
elaborar el mapa de suelos a nivel mundial de escala 1:5.000.000. A partir de estas fechas se han ido
sucediendo avances tecnológicos que han potenciado la evolución de la Edafología, con técnicas de
fotointerpretación y el tratamiento de imágenes de satélite, que han permitido caracterizar lis tipos de suelo,
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así como su representación cartográfica.
El suelo dentro de estas últimas apreciaciones debe ser considerado como un elemento inerte para ser
concebido como un medio vivo en el que intervienen el clima, la vegetación, la litología, los microorganismos
y el propio hombre.
Principios metodológicos de la Geografía.
Son cinco los principios fundamentales del método geográfico.
• Principio de Localización. Da la respuestas a la pregunta ¿dónde?, fue propuesto por Ratzel, que considera
que en todo estudio geográfico se hace imprescindible una referencia de tipo espacial. Según Ratzel un
estudio adquiere la impronta de geográfico en el momento en el que se le cartografía, es decir, se representa
espacialmente. Este principio no es suficiente por sí solo, es incompleto, no basta con que se determine la
extensión, la localización espacial de una determinada de vegetal o animal. Para dar un carácter geográfico
a este estudio es necesario otro tipo de planteamientos más científicos o razonados. Surge así el segundo
principio:
• Principio de Conexión. Defendido por Le Lanou, que establece las relaciones entre los distintos hechos
geográficos, de tal manera que una determinada especie vegetal ocupa un determinado espacio
cartografiado porque guarda relación con otros parámetros geográficos. Por ejemplo la encina lo hace con
la latitud, el tipo de suelo y las condiciones climáticas.
• Principio de Causalidad. Investigar las causas que justifican estos hechos geográficos, se trata de un
principio propuesto por Humboldt y con el se busca el carácter explicativo y racional de la ciencia
geográfica. Contestando al ¿por qué? Estamos investigando las razones que justifican los hecho
mencionados.
• Principio de Generalidad o Comparación. Propuesto por Vidal de la Blache y Carl Ritter y se trata de
establecer la comparación entre fenómenos análogos, para extraer las correspondientes leyes generales. Por
ejemplo los fiordos noruegos se comparan con los firths, lochs, rías o calas y así establecer las oportunas
síntesis que permiten la elaboración de leyes generales. Con este principio se pretende establecer la unión
entre la Geografía Regional y la Geografía General.
• Evolución Histórica. Según Martonne es una referencia al pasado y que viene a ser la contestación a la
pregunta ¿cuándo? En este sentido hemos de comprender que los paisajes de hoy en día no son permanentes
y estáticos, el paisaje actual es un momento dentro de una evolución. Esto nos viene a recordar una
definición de McKinder que exponía qua la Geografía es la ciencia del presente explicada por el pasado.
Ciencias auxiliares y afines.
Entendemos por ciencias auxiliares, las que están al servicio de la Geografía, pero que ofrecen unas
perspectivas y unos métodos diferentes. Las más significativas son la Cartografía, que tiene por objeto la
representación geográfica y espacial de los hechos geográficos. La Estadística, que tiene como misión la
aportación de unos datos numéricos que a veces son imprescindibles en los estudios geográficos (población,
caudales, temperaturas...). La Informática que proporciona instrumental de nueva tecnología necesario para el
tratamiento estadístico o cartográfico (SIG, Sistemas de Información Geográfica).
Como ciencias afines incluimos a aquellas que tienen un campo común a la Geografía, pero con distinto punto
de vista. En este sentido, hay varias ciencias como la Geodesia (estudio de la forma de la Tierra), la
Astronomía (estudio del cosmos, espacio, relaciones Tierra y sol y Tierra y luna), la Meteorología (estudio del
tiempo atmosférico, relacionada con la Climatología), la Pedología (estudio del suelo, relacionada con la
Edafología), la Botánica (estudio de las plantas, flora, vegetación, relacionada con la Biogeografía), la
Oceanografía (estudio de los océanos, corrientes o mareas, relacionada con la Hidrografía), la Geomorfología
(estudio de la estructura de la Tierra, relacionada con la Geomorfología) e, incluso, la Ecología (estudio medio
y hombre), la Antropología o la Etnología, quizá más relacionadas con la Geografía Humana que con la
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Geografía Física.
TEMA 2: LA TIERRA EN EL UNIVERSO.
Introducción.
¿Qué es el Universo? Literalmente es todo lo que existe. La cosmología o conocimiento del Universo, no ha
salido hasta hace poco de las brumas filosóficas.
Los primeros sistemas cosmológicos se encontraban ligados a creencias religiosas, como dice el Génesis: al
principio creó Dios el cielo y la Tierra, recoge la idea de los sacerdotes Babilonios. Se representa la Tierra
bien como una estructura plana, bien redonda, cuadrangular apoyada sobre columnas o flotando en las aguas y
en esta Tierra, hipotéticamente, se encuentran los cielos.
Con los pensadores griegos, este planteamiento de los cielos, se precisa en uno solo, una concha esférica,
traslúcida para cada uno de los astros errantes (planetas), la luna o el sol, mientras que existe otro cielo de
estrellas fijas que marca los límites del mundo. Más allá de estos cielos ya no existía nada.
Dejando aparte esta cosmología antigua, los astrónomos griegos construyeron una serie de sistemas, extrañas
hoy en día, pero que distan mucho de ser absurdas, ya que demuestran fenómenos entonces ya observables.
Los filósofos de ciudades helénicas (s. VI a. C.) empiezan a considerar una serie de hechos que, con
posterioridad, han sido constatados por la ciencia moderna (esfericidad de la Tierra, similitud de naturaleza
entre los planteas y la Tierra, el mecanismo de los eclipses o el heliocentrismo). Muchas de estas ideas no
fueron incorporadas por Ptolomeo, cuyo sistema prácticamente hizo autoridad hasta el Renacimiento. Pero
hemos de partir de una idea, la Tierra esférica data esta época e, incluso, la de una Tierra que gira alrededor
del sol, aunque esta representación heliocéntrica fue suplantada en ciertos sectores de la filosofía clásica por el
sistema geocéntrico de Platón y Aristóteles, que fue asumido por Ptolomeo en el s. II d. C. que prácticamente
llegó hasta el Renacimiento.
Tendríamos que llegar a Copérnico (s. XV − XVI, 1473 − 1543) con el que se devuelve el sol al centro del
Universo, se vuelve a las teorías heliocéntricas ya defendidas por los filósofos de las ciudades helénicas.
Kepler (1571 − 1630) demostró en estos años que los planetas y la Tierra no describen círculos alrededor del
sol, sino trayectorias elípticas.
Galileo (1564 − 1642) comprobó que la luna da vueltas alrededor de la Tierra y descubrió, asimismo, que en
nuestro satélite existen cordilleras similares a las terrestres y comprobó los satélites de Júpiter.
En este estado de la cuestión que el Universo de Kepler y Galileo se componía por una parte de astros, cuyos
movimientos relativos eran observables, es decir, a los cuerpos celestes del Sistema Solar (menos los tres
planetas más alejados que no se conocían), y por otra parte del resto, es decir, las estrellas.
Respecto a las estrellas, prácticamente no se modifica en nada al sistema de los antiguos, las estrellas eran
puntos luminosos, fijos sobre una bóveda esférica que, según la opinión de Ptolomeo, girarían en torno a la
Tierra (teoría geocentrista), mientras que atendiendo a Copérnico se podría considerar una bóveda esférica
que permanecería inmóvil (teoría heliocéntrica). En estos momentos se ignoraba todo de la naturaleza de las
estrellas y de su distancia.
Cuando Giordano Bruno (1548 − 1600) afirmaba que el creador había poblado el espacio de una infinidad de
soles y planetas habitados, estaba dando prueba de una gran imaginación, pues ningún fenómeno observable
de la época podía servir de apoyo a tales afirmaciones. Su audacia constataba con la prudencia de Galileo, que
no se dedicó a enseñar el sistema heliocentrista de Copérnico, hasta haber demostrado, por observación, su
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realidad física. Respeto a las estrellas, Galileo únicamente sabía que con los anteojos parecían más numerosas
y que la Vía Láctea consta de una multitud de estrellas que pueden distinguirse. Nada dice que su naturaleza,
de lo que son, ya que no contaba con ningún medio para hacerlo. Rechazó pronunciarse sobre la vieja cuestión
de que si el Universo es o no infinito.
Newton (1642− 1727) completó la construcción de la astrología clásica, al enunciar la ley de gravitación
universal. Durante los 3 siglos posteriores todos los descubrimientos vendrían a confirmar su teoría, que llega
a su máxima consagración cuando se descubren algunas de sus previsiones como la existencia de Neptuno o
Plutón. En este momento los astrónomos dejan de plantearse problemas que habían atormentado a los
pensadores de la antigüedad: de dónde viene el Universo, si es cerrado o infinito, a dónde va...
De hecho, la astronomía clásica ha llevado a creer que el Universo ha existido siempre y que es infinito, el
espacio se encuentra poblado de astros semejantes a los ya conocidos, sus movimientos obedecen a las
mismas leyes, el tiempo discurre por todas partes uniformemente, los dos movimientos son simultáneos para
nosotros y para todo observador situado en cualquier punto del Universo. Para finalizar diciendo que el
espacio y el tiempo son las marcas de las cuales se encuentra la materia y existen independientemente de ella.
La Tierra en el Universo.
El Universo es un conjunto infinito de galaxias, entendiendo por galaxia un gigantesco cúmulo de centenares
de miles de millones de estrellas, polvo atmosférico y gases, aisladas en el vacío a millones de años luz unas
de otras. La galaxia podríamos considerarla como un sistema cósmico formado por infinito número de
estrellas, planetas, satélites, asteroides, etc. Las galaxias presentan una gran variedad de formas elípticas,
lenticulares, espirales e, incluso, irregulares. Nuestra galaxia, genéricamente conocida como La Galaxia, es la
Vía Láctea, una espiral normal de unos 90000 años luz de diámetro.
No debemos confundir galaxia con nebulosa, que es una masa cósmica inferior a la galaxia, su definición más
científica es de unas nubes de gases y polvo que se extienden a través del espacio interestelar. Resultan una
estructura en forma de mechones o filamentos y su masa puede llegar a algunos miles de millones de masas
solares, sus dimensiones pueden alcanzar hasta algunos cientos de Pársecs (3'26 años luz).
El Sistema Solar forma parte de una galaxia que conocemos como Vía Láctea (La Galaxia), que fue
perfectamente reconocida definitivamente entre 1912 y 1924, como una galaxia a la que pertenecemos entre
miles de millones de otras galaxias. Actualmente se sabe que cuenta con un total de 100000 a 150000
millones de estrellas, su forma general es la de un disco que gira sobre sí mismo, hinchado en su centro y con
los bordes deshilachados en tres o cuatro brazos. El sol, que forma parte de la Vía Láctea, se encuentra en un
brazo bastante exterior de la espiral a unos 28000 años luz del centro.
El Sistema Solar es el dominio donde el sol ejerce su influencia y lo consideramos como un sistema cósmico
formado por planetas, satélites y asteroides. Como quiera que las dimensiones que se manejan en el Sistema
Solar y en el Universo son a veces incomprensibles a la mente humana, se utilizan unos parámetros especiales
para realizar aproximaciones de medida, que en el caso del Universo se hace utilizando el concepto de años
luz. Entendiéndolo por la distancia recorrida por el viajero más rápido del Universo que es la luz, a una
velocidad de 300000 km./s. A veces este parámetro resulta excesivamente reducido, es por lo que se recurres a
la utilización de un parámetro nuevo propuesto por Herbert Hall y Turner, que es el Pársec (paralaje −
segundo), que es equivalente a 3'26 años luz, equivalente a 200000 unidades astronómicas. Entendiendo ésta
como la distancia que separa la Tierra y el sol y que es de 150 millones de Km.
Dentro del Sistema Solar, el sol es el elemento prioritario, ocupa una posición exterior dentro del mismo,
concretamente, en torno a 28000 años luz del centro de esta Vía Láctea. Como integrante de la misma, el sol
tiene un 70% de Hidrógeno, un 27% de Helio y un 3 restante de otros materiales, su masa es
aproximadamente 332500 veces la de la Tierra, su radio está en torno a 700000 de Km. de radio del disco
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solar (109 veces superior a la de la Tierra) y su temperatura es de unos 6000º C en su superficie.
El sol tiene dos movimientos importantes, uno es el de rotación que tarda 25 días en su ecuador solar y unos
30 en los polos, esto se debe a los movimientos propios de los fluidos, en los que el centro se desplaza a una
velocidad superior que en los extremos. El otro movimiento es el de translación, que realiza el sol hacia la
constelación Hércules, en concreto hacia la estrella Vega, este movimiento de helicoidal y lo hace en torno a
20 Km./s. La temperatura en el centro del sol se estima que se puede acercar a 15 millones de grados
centígrados.
Está formado por una serie de capas que de dentro a afuera serán:
• Núcleo, la parte interna del sol.
• Fotosfera, de uno 400 Km. de ancho, donde se estima que alcanza los máximos niveles de
temperatura y luminosidad y donde, los aparatos de visión, han detectado la presencia de manchas
solares, que se supone fueron campos magnéticos. Dentro de la atmósfera solar encontramos la:
♦ Cromosfera, que tiene de 10000 a 16000 Km. de espesor, que tiene poco brillo, pero donde se
distinguen una serie de protuberancias a modo de lenguas que salen de esta zona.
♦ Corona, que ofrece el aspecto de un halo blancuzco de aproximadamente 1000000 Km. de
anchura.
Como ya hemos comentado el Sistema Solar es un conjunto de planetas, satélites, asteroides, cometas..., que
están regidos por el astro solar.
Los planetas son astros sin luz propia, la que tienen algunos de ellos (Venus o Marte) es la que reciben del
sol. Parece demostrado que son 9 los planetas que giran elípticamente alrededor del sol. Desde la antigüedad
se conocían 6 (Mercurio, Venus, la Tierra, Marte, Júpiter y Saturno), ya que su observación no hacía
necesario la utilización de potentes telescopios.
En 1781, Herschel, aplicando los criterios de la ley de gravitación universal de Newton, propuso la existencia
de un séptimo planeta, Urano, que, de alguna forma, en su trayectoria mostraba una dinámica no acomodada
a los condicionamientos de la mecánica celeste. Esta circunstancia también fue observada por Adams y Le
Verrier, que justificó en su momento que Herschel acoplara los mecanismos de observación de su telescopio
para proponer el descubrimiento de Urano. Tal descubrimiento no satisfacía totalmente las leyes de
mecánica celeste.
Lo cierto es que en 1846 otro astrónomo, Galle, propuso la existencia de un elemento que pudiera justificar
las anomalías apreciadas en el comportamiento de Urano, que llevó a proponer la existencia de un nuevo
planeta, Neptuno. Precisamente las investigaciones de Lowell en este sentido, determinan la posibilidad de
existencia de otro planeta, que de alguna forma, pudiera ser el justificante último de la posible existencia de
un noveno planeta.
No fue hasta 1930 cuando Tombaugh propone la existencia de un nuevo planeta, Plutón, último
científicamente razonado. Después se han realizado estimaciones sobre la existencia de un décimo planeta
que periodísticamente se conoce como Riga y esporádicamente en algunos textos se denomina Transplutón.
Distancias planetarias.
Separados por grandes distancias entre unos y otros y atendiendo a sus dimensiones, nos permite establecer
una primera reflexión sobre este hecho, son tan grandes las distancias que prácticamente es un vacío. Otra
reflexión es que en el conjunto del Sistema Solar, el sol sería el único con unas dimensiones acordes con las
distancias que se están dando, aunque visto de desde Plutón (a 39'52 u. a.) el sol sería un pequeño punto
9
luminoso desde el espacio.
En el s. XVIII Titius enunció una teoría sobre las distancias, que después se encargó de difundir Bode en
1772 (relación Bode − Titius), para ambos las distancias planetarias guardan una relación geométrica que
se inicia desde 0−3−6−12−24−48−96, en la segunda fase añadimos 4 a cada uno de los números
(4−7−10−16−28−52−100) y en la tercera fase se dividen las cantidades por 10
(0'4−0'7−1−1'6−2'8−5'2−10). De esta manera los planetas conocidos hasta el momento se acoplan a esta
relación aritmética en unidades astronómicas.
0'4 0'7 1 1'6 2'8 5'2 10
M V T M ¿? J S
No se conocía lo que había después, pero siguiendo esta relación el siguiente planeta se encontraría a
19'6,de hecho se buscó en esta distancia y se encontró Urano (realmente a 19'9 u. a.).
La gran incógnita era averiguar a qué correspondía esos 2'8, ya que se entendían como buenas las
estimaciones de Bode − Titius. Piazzi en 1801 descubrió en la órbita de Marte y Júpiter unas estelas
producidas por un conjunto de asteroides que giran alrededor del sol (unos 50000, posiblemente un antiguo
planeta) entre 1 y 80 Km. de diámetro, donde destaca uno de mayor envergadura, Ceres, así se solventaba
este interrogante. De esta manera también se mantenía el prestigio de este razonamiento científico.
Por el contrario, según la teoría de Bode − Titius, el siguiente planeta, que sería Neptuno, se encontraría a
38'8, cuando realmente este planeta se sitúa a 30'7 u. a.; en todo caso se ajustaría a la distancia de Plutón
que está a 39'52. Estas consideraciones fueron determinadas cuando Galle descubre Neptuno y Tombaugh
Plutón
Esto desmontó el carácter predictivo que tuvo la relación Bode − Titius , puesto que las distancias
interplanetarias de Neptuno y Plutón no se ajustaban a la progresión que en un principio se había planteado.
A pesar de ello, gracias a esta relación se descubrió Urano y qué había entre las órbitas de Marte y Júpiter.
Características de los planetas:
Todos los planetas giran en torno al sol a través de un plano, es el plano de la eclíptica, a través del cual se
realiza la traslación de la Tierra alrededor del sol, describiendo una órbita elíptica. Los únicos casos que se
salen de esta regla son Mercurio y Plutón, lo que significa que los otros siete giran en el mismo plano,
mientras que Mercurio lo hace en un ángulo de 7º 2' y Plutón de 17º 8'. Estos casos más paradigmáticos
tienen una duración de giro de 87 días el primero, mientras que el segundo tarda en dar una vuelta completa
unos 247 años.
Atendiendo a su masa, distinguimos dos grandes tipos los terrestres (Mercurio, Venus, la Tierra y Marte) y
los gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno), dejando aparte a Plutón que no encaja con ninguno de los
dos. Los planetas terrestres no significa que se parezcan a la Tierra, pero sí en sus características: gran
densidad, pocos satélites, atmósfera pequeña, su estado normal es sólido y el proceso de rotación es lento.
Los planetas gigantes se caracterizan por poca densidad, muchos satélites, atmósfera extensa, son elementos
líquidos o gaseosos y su rotación se produce a una mayor velocidad.
Los planetas más parecidos son la Tierra y Venus, que tienen en torno a 12000 Km. de diámetro, mientras
que los más contrastados son Mercurio con 4300 Km. y Júpiter con 142000 Km., prácticamente 11 veces
superior a la Tierra.
Podemos definir los satélites como cuerpos cósmicos, sin luz propia, que giran alrededor de los planetas.
10
Todos los planetas del Sistema Solar tienen satélites, a excepción de los dos primeros, Mercurio y Venus, La
Tierra y Plutón tienen 1, Marte y Neptuno 2, Urano 5, Saturno 10 y Júpiter 12.
Atendiendo a su origen se puede hablar de satélites regulares e irregulares, los primeros son aquellos que
corresponden a partes desgajadas del planeta en torno al que giran, ya que tienen las mismas características
de sus planetas de referencia, tipo de órbita, plano de giro o sistema de rotación. Los irregulares son satélites
que en otro momento fueron asteroides captados por los planetas, son elementos extraños a los mismos. La
Luna no entraría en ninguna de las dos clasificaciones debido a las dimensiones de ambas (Luna y Tierra) y
la relación entre ellas, más bien se trataría de un sistema Tierra − Luna. Sobre su origen se dan diferentes
teorías:
• Darwin en 1880 afirmó que la Luna sería fruto de un desprendimiento de la Tierra por las oscilaciones
producidas por las mareas, y que el trozo desgajado coincidiría con el Océano Pacífico. Elementos a favor
de esta teoría es que la densidad media de la Luna es similar a la de la densidad superficial de la Tierra,
además del paulatino alejamiento que se aprecia en el satélite.
En contra de la misma está lo que se denomina el Límite Roche, que nos indica que la distancia entre el
planeta y el satélite, para admitir la teoría de Darwin, estaría en torno a 2'9 radios terrestres, circunstancia
que no se cumple. Por otro lado, la teoría Moulton − Jeffreys indica que una masa desprendida del modo que
afirma Darwin, o bien queda de nuevo atraída o bien es expulsada totalmente, pero no queda a cierta
distancia de su lugar de origen. Por lo tanto el fenómeno de las mareas parece muy simple para explicar la
teoría de Darwin.
• La Tierra y la Luna son dos planetas independientes y el primero captura al segundo. A favor está el hecho
de que parece que tienen densidades diferentes. Sin embrago, la densidad de la Luna no coincide con la
densidad de los planetas terrestres, por lo que tendría que provenir de más allá de Marte, procedente de
una región distinta, cosa difícil de explicar.
• La posibilidad más real es el desprendimiento. En el momento de la formación de la Tierra, se da un
movimiento de centrifugación, donde los elementos más pesados permanecen dentro de la Tierra y los más
ligeros salen desprendidos.
La Luna es un diámetro inferior al de la Tierra, unos 3400 Km., lo que habla de la relación Tierra − Luna, ya
que los satélites del resto de los planetas suelen ser más pequeños; la distancia entre ambos es de 380000
Km.
Presenta una serie de accidentes similares a nuestro planeta, cordilleras, mares..., tiene regiones más
oscuras, cubiertas con polvo lunar, que muestran formas circulares e irregulares. El accidente más
significativo son los cráteres, en torno a 300000; sobre su origen hay varías hipótesis, algunas relacionadas
con fenómenos volcánicos, incluso llegándose a observar pequeñas erupciones, otras como fruto de cicatrices
cósmicas (elementos que rondaban alrededor y chocaban con la Luna, ya que no tiene atmósfera que los
pueda parar).
Tiene su propio movimiento de rotación, pero el más importante es el de traslación en torno a la Tierra; este
giro tarda 27 días y 8 horas y se le denomina mes sideral. En cambio a la duración entre dos lunas nuevas se
denomina mes sinódico, de 29 días y 13 horas, por lo que se produce un desfase de 2 días y cinco horas, que
es el tiempo que necesita la Luna en alcanzar a la Tierra.
Por otro lado, hemos de significar que el plano de la órbita lunar forma un ángulo de 5º 9' con el plano de la
eclíptica. De no existir esta inclinación, cada mes lunar se producirían dos eclipses, uno de sol (que
coincidiría con la luna nueva) y uno de luna (con la luna llena).
La Luna, en su órbita, sólo encuentra a la eclíptica en dos puntos, son los nodos ascendentes y los nodos
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descendentes, por lo que, para tener una situación de eclipse, ha de darse la conjunción entre situaciones de
nodo y posiciones de luna nueva o luna llena. Hemos de entender que los tres astros pueden guardar las
siguientes posiciones:
• Sizigia. Cuando los tres están alineados de este modo:
Se habla de conjunción.
Se habla de oposición.
• 1 conjunción + 1 nodo = eclipse de sol
• 1 oposición y 1 nodo = eclipse de luna.
• Cuadratura. Cuando los tres están en ángulo de 90º.
Fases de la Luna.
Aparecen como consecuencia del movimiento de rotación del satélite en torno al planeta, este movimiento
justifica un distinto nivel de iluminación y una aspecto de la Luna diferente en el ciclo mensual. Desde
posiciones de creciente o menguante, a media luna, a lunas gibosas o lunas completas (nueva y llena).
La LUNA NUEVA inicia el mes sinódico, se trata de una posición de sizigia por conjunción, en la que la cara
iluminada de la Luna no es visible desde la Tierra, en este momento se impide ver la Luna. Tan sólo se puede
intuir un débil resplandor reflejado por la propia Tierra sobre la Luna. En esta posición podemos indicar que,
aproximadamente, la Luna y es Sol salen a la misma hora.
La LUNA NUEVA CRECIENTE se da, aproximadamente, a los 3 ¾ de día después de la conjunción y se ha
cubierto un octavo de órbita, presentando un arco de concavidad opuesto al sol.
El CUARTO CRECIENTE es una situación de cuadratura, unos 7'5 días después de haberse iniciado el acto. El
aspecto de la Luna es de un semicírculo iluminado y es visible cuando el sol está en su punto más alto (al
mediodía), mientras que el punto más alto que alcanza la Luna es cuando el sol se pone.
La LUNA GIBOSA se produce cuando se ha recorrido unos 3/8 de órbita, se ve iluminada en sus ¾ partes y
después de unos 11 ¼ días después del inicio del ciclo.
La LUNA LLENA se da por una situación de sizigia por oposición, que acontece unos 14 ¾ días del ciclo,
alcanzándose la posición más alta de la Luna hacia la medianoche.
LUNA GIBOSA unos 18 ½ días de haber iniciado el ciclo.
El CUARTO MENGUANTE aparece como medio círculo iluminado, unos 22'5 días desde el inicio del ciclo.
La LUNA MENGUANTE se produce 26 días después y el sol está en posición contraria que marcan los
cuernos de la luna.
La Tierra. Dimensiones.
A lo largo de la Historia, se han tenido conjeturas de los más variado, en referencia al planteamiento de la
Tierra. Desde los antiguos conceptos de que era de forma cóncava, con cuatro columnas externas que se
defendía en el antiguo Egipto, pasando por la concepción de disco plano en el Medievo, hasta llegar a las
formas esféricas manifestadas en tiempos renacentistas. Ello no es indicativo de que en la Antigüedad Clásica
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no hayan existido concepciones de tipo cosmológico, planteadas por filósofos de la época, en las que ya
entonces se hablaba de formas esféricas. Varias son las demostraciones que han llevado a pensar, a lo largo de
la Historia, en esta teoría de esfericidad de la Tierra.
• Viajes de descubrimientos geográficos protagonizados por navegantes portugueses, en torno a los
meridianos, y por españoles, en el sentido del Ecuador a finales del s. XV y principios del s. XVI; que
son un claro exponente de la forma esférica del planeta. Estos viajes de circunnavegación son la
demostración más palpable.
• El hecho de que por el horizonte desapareciera primero las velas y segundo el casco de los barcos,
demostraban esa forma circular.
• La revisión, que en las operaciones con instrumentos telescópicos, practican los agrimensores,
justificando así la esfericidad.
• El peso de los cuerpos, según los dinamómetros, es semejante en todos los sitios, el peso depende de
la propia gravedad del cuerpo, y la esfera es el único que presenta una misma gravedad en todos sus
puntos, tiene el mismo radio desde el centro a cualquier punto.
• Desde el punto de vista astronómico, el sol, la Luna e, incluso, las estrellas son visibles desde
diferentes puntos, hecho motivado por esa circunstancia.
• Una prueba suficientemente específica, es la visión de los astronautas que tiene de nuestro planeta y
las imágenes, donde se aprecia que la Tierra es esférica.
• Cuando se producen eclipses, las sombras son curvas, lo que comprueba que la Tierra sea esférica,
entre por donde entre la luz, su sombra es siempre de este modo.
Precisamente, sobre este aspecto de la Tierra se han dado múltiples consideraciones.
Por su parte, Newton considera que la esfericidad de la Tierra es incompleta por la distinta atracción
gravitatoria que se observa entre el Ecuador y los Polos, aspecto que supuso una importante preocupación
durante los s. XVII y XVIII.
En 1672, Richer, realiza una observación sobre el comportamiento del péndulo, apreciando una sensible
diferencia entre el experimento realizado en París y en la Guayana. De esta observación extrajo la conclusión
de que el movimiento era más lento en la Guayana que en París, lo que era debido a que la distancia del
primero al centro de la Tierra era mayor (radio ecuatorial), por lo tanto tenía menos gravedad. Se empieza a
plantear que la esfericidad del planeta es inexacta y, en estos momentos, se empieza a hablar de un concepto
nuevo, la Tierra en forma de Geoide, entendiéndola como una elipsoide achatada o de revolución o, también,
en forma de esfera achatada.
La confirmación de este achatamiento vino dada por una expedición, dirigida por La Condamine, en la que
iban dos navegante científicos españoles, Jorge Juan y Ulloa. Estaba controlada por la Real Academia de las
Ciencias de Paris (1740) y tenía como objetivo comprobar la distinta medición de una arco de meridiano en
Laponia, en relación con un arco de meridiano en Perú. Estas expediciones dieron con las dimensiones:
Diámetro ecuatorial de 12757 Km. y diámetro polar de 12714 Km lo da una diferencia de 43 Km., que nos
permite realizar un pequeño cálculo; el grado de achatamiento de la esfera terrestre, estableciendo la relación
entre la diferencia de ambos diámetros y el diámetro mayor:
1/300
En cuanto a sus dimensiones, no se ha tenido siempre una idea exacta; los Griegos, s. IV a. C., partiendo de la
medida de un arco de meridiano conocido de 1º y multiplicándolo por 360, llegaron a la idea de que la
longitud de circunferencia terrestre era de 74000 Km. Siendo el diámetro polar de 40003 Km. y el ecuatorial
de 40070 Km.
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Erastóstenes, s. III a. C., realizó una medición similar a los griegos, tomando como referencia las
observaciones realizadas entre Siena y Alejandría, y tomando como dato el valor de 185 m, que era el valor
que se tenía de un estadio, dio una medición de 46000 Km.
Posidonio, realizando un planteamiento similar, llegó a la estimación de un valor de circunferencia de 33000
Km.. Cuando Ptolomeo escribe su Geografía, coge como referencia este valor, por lo que los razonamientos
ptolomeicos se hacen con las estimaciones de Posidonio. A finales de la Edad Media, en el Renacimiento,
Marino de Tiro y, sobre todo, un cartógrafo, Toscanelli, hacen sus estudios tomando como referencia a
Ptolomeo, es decir, con los 33000 Km.. Se da la circunstancia de que Cristóbal Colón coge como libro de ruta
los planteamientos de Toscanelli y ofrece a los Reyes Católicos la propuesta de viaje en busca de las Indias
Orientales, pensando que estaban más cerca.
Coordenadas geográficas.
Son la latitud y la longitud, se habla de coordenadas geográficas porque son los valores que nos sirven para la
localización exacta de un punto sobre la superficie terrestre.
La Latitud es la distancia angular entre un punto y el Ecuador. La medida se realiza, en la práctica, tomando
como referencia unas líneas imaginarias que son los paralelos, círculos decrecientes que se van alejando del
paralelo principal, el Ecuador (círculo máximo imaginario perpendicular al eje de la Tierra, dividiéndola en
dos hemisferios, el Norte y el Sur).
Paralelos de singular importancia tenemos, en el Hemisferio Norte, el Trópico de Cáncer, situado a una latitud
de 23º 27' N y, en el Hemisferio Sur, el Trópico de Capricornio a 23º 27'. Ambos trópicos son el punto
máximo en el que se detiene el Sol cuando se dirige hacia norte o sur. Otros dos puntos referentes son los
Círculos Polares, el Ártico a 66º 33' N y el Antártico a 66º 33' S.
La latitud se puede medir mediante los teodolitos, cuya finalidad es establecer un ángulo visual desde el punto
donde estamos con respecto al Norte, tomando como referencia la Estrella Polar. También se puede medir con
los sextantes, con los que se toma una visión del horizonte, tomando como referencia un punto astronómico,
método muy utilizado en marinería.
La longitud es el ángulo que forma el meridiano de un punto en relación con el meridiano 0, entendiéndolos
como los círculos máximos que pasan por los polos. El de origen es aquel que se toma como referencia, que
en la actualidad queda marcado por la posición del meridiano de Greenwich, un observatorio cercano a
Londres por el que pasa el meridiano 0. antiguamente se han tomado como referencia otros meridianos, en
España el que pasaba por la Isla de Hierro o por Madrid.
La adopción del criterio de Greenwich, tuvo como fundamento un criterio de carácter unificador de los
planteamientos de tipo cartográfico en los diferentes estados europeos. Su medición no comporta ningún
problema, porque, gracias a los modernos sistemas de comunicación (radiodifusión o satélites de
comunicación), nos permite conocer con exactitud las distintas horas de diferentes puntos del planeta.
Movimiento de Rotación.
Es el que realiza la Tierra alrededor de su eje, tiene una duración, si tomamos como referencia las estrellas,
23h 56' 04'', es el denominado día siderio. La realidad es que el uso cotidiano del movimiento se establece en
24h, que es el tiempo globalizado al uso común.
El sentido del movimiento es de Oeste − Este, distinto a la apreciación equivocada que se tiene con respecto al
Sol. Si nos situamos en la vertical del Polo Norte, veríamos que la Tierra gira en sentido contrario a las agujas
del reloj y, por supuesto, contrario al movimiento aparente de los astros, el Sol, la propia Luna e, incluso, las
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estrellas, que en el firmamento se desplazan de Este a Oeste. Varias son las demostraciones realizadas
respecto al movimiento.
Históricamente nos referimos al experimento de Foucault, que se desarrolla en 1852 en el panteón de Paris.
Colgó de lo alto de la bóveda un péndulo de 69 m. con una esfera metálica de 28 Kg. y adosado a ella un
estilete, debajo de todo el mecanismo colocó un gran montón de arena. Al cabo de las 24 h, el montón de
arena había desaparecido, teniendo en cuenta a la ley de invariabilidad del plano de oscilación del péndulo
aunque gire su punto de suspensión; si el plano es invariable pero la arena desaparece, significa que la Tierra
ha girado, demostrando así el movimiento de rotación del planeta.
Otra demostración, de Newton y Galileo, es la desviación de los cuerpos en su caída libre. En el fondo de un
pozo, a 270 m. de profundidad, dejaron caer un cuerpo en su fondo, sufriendo este una desviación. Les
permitió indicar que todo cuerpo que cae libremente no sigue una trayectoria vertical, sino que, como
consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra, sufre un pequeño desvío hacia el Este.
El movimiento aparente de los astros, esa sensación es señal inequívoca del movimiento de rotación; de otro
modo, cómo se puede admitir que estos astros, a distancias tan dispares, pueden dar sensación de
sincronización de movimiento al mismo tiempo.
La existencia de una desviación de los vientos a medida que se acercan al Ecuador, los vientos que, desde el
Polo Norte, se dirigen hacia el Ecuador, seguirían la disposición de los meridianos, si la Tierra estuviera en
reposo. Pero la velocidad de rotación es diferente en las distintas latitudes, porque esta disminuye desde el
Ecuador hacia los Polos, con los que los vientos van desde paralelos de menor a mayor velocidad. Los
vientos, sobre todo los alisios, se desvían hacia la derecha en su trayectoria en el Hemisferio Norte, y a la
izquierda en el Hemisferio Sur. Es la desviación o efecto de Coriolis, que demuestra el movimiento de
rotación.
El achatamiento polar y ensanchamiento ecuatorial. La Tierra gira, la velocidad del movimiento de rotación
disminuye desde el Ecuador (1700 Km./h) hasta los Polos, donde la velocidad es de 0. Esta disminución de la
velocidad de rotación, a medida que aumenta la latitud, tiene dos consecuencias importantes:
• La rotación genera una fuerza centrífuga que tiende a separar los objetos de la superficie terrestre,
compensada con la fuerza centrípeta.
• Efecto o desvío de Coriolis, como consecuencia del cual los fluidos en movimiento sufren un desvío hacia
la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur.
Como consecuencias de la rotación, tenemos dos de notoria importancia:
• La sucesión de los días y las noches. Los pasos de noche − día − noche, no se producen automáticamente,
sino se da un crepúsculo, paso paulatino del día a la noche, mientras que el paso de la noche al día es la
Aurora. La duración de los crepúsculos está directamente relacionada con la altura del sol, es decir, con la
mayor o menor perpendicularidad de los rayos solares, de tal modo que el Ecuador puede alcanzar un
máximo de 1h, mientras que en nuestras latitudes, sobre todo en verano, los tiempos crepusculares pueden
superar las 2h 30'.
• Las diferencias horarias entre unos puntos y otros, los husos horarios en los que se divide la Tierra, 24
husos, que corresponden a cada una de las horas del movimiento de rotación. La Tierra tiene un recorrido
de 15º cada hora, así cada huso horario tiene una extensión de 15º, de tal modo que, tomando como
referencia el meridiano 0, podemos establecer una serie de bandas a ambos lados, con una amplitud de 15º.
Si nos dirigimos de Oeste a Este se incrementa 1h a cada huso, de Este a Oeste se resta 1h.
En países muy extensos, se suele, para evitar problemas de funcionamiento, considerar un solo huso,
utilizando una misma hora (`hora administrativa'), sobre todo si cierta parte del territorio no dista mucho del
15
huso del resto del país. En el caso de la península, no se puede incluir a la Islas Canarias en el mismo huso, ya
que queda lejos del mismo.
Hay que considerar también la línea de cambio de fecha o antimeridiano, que se realiza en el meridiano 180º,
es decir, cuando se cruza esta línea de Oeste a Este se disminuye 1 día, mientras que de Este a Oeste se
aumenta 1 día.
Movimiento de traslación.
Es el movimiento que anualmente lleva a cabo la Tierra alrededor del Sol, se trata de un movimiento que
ofrece una trayectoria elíptica, donde el Sol ocupa un de los dos focos de la elipse. Se habla de una cierta
excentricidad del Sol respecto a la elipse descrita por la Tierra, de tal modo, a lo largo de esa trayectoria, se
pueden señalar dos puntos significativos referentes a la Tierra con respecto al Sol:
• El Afelio, momento de máximo alejamiento de la Tierra, situándose a unos 152 millones de Km. y teniendo
lugar, normalmente, el 2 de julio.
• El Perihelio, momento de máximo acercamiento, a unos 147 millones de Km., normalmente el 2 de enero.
Esto hace que la velocidad del movimiento de traslación de la Tierra, que se estima en 30 Km / s., podamos
considerarla en unos 106000 Km / h. Como el valor de la elíptica son 930 millones de Km. sabiendo la
fórmula del espacio y del tiempo, sabemos cuando tarda la Tierra en dar la vuelta completa: t = 930 · 106 Km
/ 106000 Km / h = 365 días...
A este periodo se le llama año, pero existen distintas maneras de medir su valor, así se habla de año sidéreo
para referirse al periodo de tiempo que se corresponde con el paso sucesivo, respecto a las estrellas fijas,
siendo su valor de 365 d 6h 9'. Otro concepto es el de año trópico, tiempo transcurrido entre dos situaciones
de equinoccio y es igual al de 365 d 5h 48'. Aparte utilizamos el año calendario que le damos un valor de 365
días.
Así podemos observar que en entre el año trópico y el calendario hay una diferencia de 5h 48', lo que
determinó que en al año 46 a. C. se propusiera la instauración del año bisiesto, en la conocida como la
Corrección Juliana. Esta propuso utilizar esta diferencia, añadiendo un día más a cada 4 años (5h 48' = ± 1).
Sin embargo, en época del Papa Gregorio XIII (1582), se propugna la llamada Reforma Gregoriana y se
dieron cuenta del error que suponía esta operación:
6h = 0'2500 d.
5h 48' = 0'2416 d.
−−−−−−−−−−−−−−−−
0'0084 d. de año de error; por lo que en 1582 se habían acumulado, en relación con el 46 a. C., un error
considerable, por lo que cada 400 años se arrastraba un error de 3'36 días.
La Reforma Gregoriana propuso, en primer lugar, como se comprobó que en 1582 existían 11 días de
exceso, solucionar esta circunstancia pasando de golpe del 4 al 15 de octubre de ese mismo año, por lo que
1582 tuvo 11 días menos, el tiempo que se había adelantado indebidamente tras la instauración de la
Corrección Juliana.
A partir de aquí los años terminados en dos 0 (1600 − 1700 − 1800 − 1900 − 2000....), sólo serán bisiestos,
años en los que sus dos últimas cifras son múltiplos de 4, aquellos que en los que sus primeras dos cifras
también los sean, es decir, 1600 − 2000 − 2400.... De este modo, se recupera los tres días que `sobran' cada
16
400 años, a pesar de que, cada este tiempo, continúe habiendo un error de 0'35 días.
Inclinación del eje terrestre.
La Tierra, en su proceso de giro en torno al Sol, presenta la particularidad de que su eje está inclinado en
relación con el plano de la eclíptica, guardando una ángulo de 66º 33'. Esta inclinación supone tres
consecuencias notorias:
• Desigualdad de los días y las noches, existiendo dos días al año en los que esta desigualdad entre día −
noche es máxima, son el 21 de junio (solsticio de verano) y 21−22 de diciembre (solsticio de invierno). Hay
dos días significativos de en los que la igualdad entre el día y la noche es su fundamento, son el 21 de
marzo (equinoccio de primavera) y 23 de septiembre (equinoccio de otoño), en esta situación el círculo de
iluminación coincide en ambos polos.
• Las estaciones del año:
• Solsticio de verano, se produce el 21 de junio, el Sol alumbra el Polo Norte, pero no el Polo Sur,
comienza el verano en el Hemisferio Norte y el invierno en Hemisferio Sur. A mediodía solar los
rayos solares son perpendiculares en el Trópico de Cáncer, la parte iluminada del Hemisferio Norte es
mayor que la del Hemisferio Sur. En el Círculo Polar Ártico se da un día de 24 horas, mientras que en
el Círculo Polar Antártico una noche de 24 horas.
• Equinoccio de otoño, se produce el 21 de septiembre, el Sol ilumina a la vez ambos polos, se inicia el
otoño en el Hemisferio Norte y la primavera en el Sur. En este momento comienza en el Polo Norte la
noche de 6 meses y en el Polo Sur un día de 6 meses.
• Solsticio de invierno, se produce el 21−22 de diciembre, el sol ilumina el Polo Sur, pero no el Polo
Norte, comenzando así el invierno en el Hemisferio Norte y el verano en Hemisferio Sur. Los rayos
solares son perpendiculares al Trópico de Capricornio, la parte iluminada del hemisferio Sur en mayor
a la del Hemisferio Norte y, consiguientemente, en el Círculo Polar Antártico se da un día de 24
horas, mientras que en el Círculo Polar Ártico una noche de 24 horas.
• Equinoccio de primavera, se produce el 21 de marzo, el Sol ilumina ambos polos, comienza la
primavera en el Hemisferio Norte y el otoño en el Sur, los rayos son perpendiculares al Ecuador. Los
dos Hemisferios están igualmente iluminados y comienza un día de 6 meses en el Polo Norte y una
noche de 6 meses en el Polo Sur.
Altura del Sol.
Es el ángulo que forman los rayos solares con el horizonte de un lugar al mediodía, para calcularla usamos la
siguiente fórmula: h= 90º − (P ± d), a 90º le restamos el arco de meridiano comprendido entre el punto en
cuestión y el punto sobre el que inciden los rayos perpendiculares en este momento (se suman si son
Hemisferios diferentes y se restan si se trata del mismo).
Las zonas térmicas:
Se consideran 5 zonas térmicas que surgen como consecuencia de la forma esférica de la Tierra, la existencia
del movimiento de traslación y, sobre todo, por la inclinación del eje terrestre en relación con el plano de la
eclíptica. Todo ello justifica, que, en estas zonas térmicas, se pueda apreciar una distinta distribución de la luz
y del calor solar.
• Zona tórrida o zona intertropical, situada entre ambos trópicos, es la única zona que puede percibir los
rayos solares perpendiculares y, consiguientemente, es la única zona en la que la duración del día es casi
igual a la noche. Dada esta mayor perpendicularidad se trata de una zona de la zona térmica del planeta con
las temperaturas medias más altas.
• Zonas templadas, se dan dos zonas, entre los correspondientes trópicos y los círculos polares. Se trata de
17
unas zonas en las que el Sol nunca está en la perpendicular, no alcanza su cenit, de hecho, cuanto más lejos
estamos del Ecuador, mayor es la oblicuidad de la radiación solar y, consiguientemente, más acentuados,
generalmente, las diferencias entre el verano y el invierno. Ni el día ni la noche pueden alcanzar un valor de
24 horas.
• Zonas polares, se extienden entre los círculos polares y los polos, teóricamente son las zonas más frías del
planeta a nivel global. Los rayos solares caen oblicuos, de modo que en los correspondientes círculos
polares se dan días y noches de 24 horas y en el Polo Norte y Polo Sur días y noches de 6 meses.
TEMA 3: OCEANOGRAFÍA.
La distribución de las tierras y los océanos.
Una primera visión nos daría la idea de la Tierra: planeta acuático, el porque habría que buscarlo en ese 71%
de océanos y el 29% de tierra, a pesar de esto, los océanos son los grandes desconocidos, pero con gran
cantidad de recursos de uso potencial.
Los océanos y las tierras se encuentran muy desigualmente repartidas, sin ordenación lógica, hasta el punto de
que la gran mayoría de puntos terrestres tienen su antípoda en un sector oceánico. La mayor parte del
Hemisferio Norte es superficie terrestre, un 67%, mientras que en el Hemisferio Sur sucede todo lo contrario.
Entre los 40º − 75º N el predominio de tierra es prácticamente total, mientras que en la banda entre 40 º − 65º
S, prácticamente tendríamos un dominio de más del 80% de mar sobre la tierra.
Hay que tener en cuenta las consideraciones de un geógrafo francés entre los años 50 − 60, Chevalier, al
observar la distribución actual de los continentes:
• Se aprecia el contraste con respecto al Ecuador, en el sentido de que el Hemisferio Norte dominan las
tierras, fundamentalmente en la zona templada, mientras que en el Hemisferio Sur, en esta misma banda
dominan los mares. Sin embargo, es curioso el hecho de que el Polo Norte sea mar y el Polo Sur sea
continente.
• Si considerásemos un plano a través del centro de la Tierra que fuese a lo largo del meridiano 20º E y 160º
W; este plano divide, por un lado a Europa y África (20º E), y por otro el Océano Pacífico (160º W), de tal
modo que las grandes masas continentales, fundamentalmente la europea, son simétricas en relación con
este meridiano.
• Si consideramos un plano que cortara al anterior perpendicularmente, es decir, el 110º E y el 70º W, se
observaría alguna asimetría. De tal modo que África, Europa y casi toda Sudamérica e, incluso, parte de
Asia quedaría a un lado, mientras que al otro lado aparecería parte de Australia, de América y sobre todo el
Océano Pacífico.
• Los continentes están distribuidos en parejas, Norteamérica − Sudamérica, Asia − Australia y Europa −
África, quizá para justificar la distribución entre Hemisferio Norte y Hemisferio Sur. Cada una de estas
parejas marcan un límite a los espacios oceánicos, presentando todas la particularidad de que acaban en
punta, aunque lo que tenemos al Sur es un enorme continente, la Antártida.
• Estas parejas parece que están torcidas, porque los continentes del hemisferio Norte estarían desplazados
hacia el Oeste y los del Hemisferio Sur hacia el Este.
• Casi cualquier lugar de la Tierra tiene su antípoda en el mar, aproximadamente el 90% de los casos.
La masa oceánica se reparte en el planeta en tres grandes Océanos, sin contar el Océano Glacial Ártico (sin
características de los elementos líquidos), y son el O. Pacífico, el O. Atlántico y el O. Índico.
Océano Pacífico:
Es el mayor de los tres, ofreciendo mayores profundidades medias, unos 3940 m., debido a que tiene pocos
mares marginales, por lo tanto poca plataforma continental en comparación con el resto. Sólo algunas
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excepciones como el Mar de Bering, el Mar de Ojotsk (entre la península de Kamchatka y las islas norte de
Japón), el Mar de Japón, el Mar de China o el mar de Java.
Es también la zona donde se alcanzan las fosas oceánicas más profundas (las de Mindanao o las Carolinas a
más de 10000 m.). Es un océano al que van a morir poco ríos, salvos los grandes ríos asiáticos (Río Amur,
Amarillo o Mekong) o el Río Colorado o Columbia en América, ya que al resto se lo impide los grandes
relieves como Los Andes o Montañas Rocosas. Es el océano de las islas o archipiélagos de orígenes
diferentes, bien volcánicos (Hawai) o de tipo coralino.
El Océano Pacífico tiene una actividad sísmica y volcánica importante justificada por el choque de placas en
su sector occidental y el dinamismo tectónico, que, a su vez, se repite a lo largo del sector oriental (Montañas
Rocosas y los Andes).
Océano Atlántico:
Es un océano estrecho que establece la conexión entre las regiones polares del norte y del sur. Es poco menos
profundo que el anterior, con una profundidad media de 3310 m., que se achaca, fundamentalmente, a la
extensión de la plataforma continental que rodea el sector norte del continente europeo. Esto provoca, a su
vez, la existencia de muchos mares anexos, el Mar de Kara, el Mar de Barents, el Mar de Noruega, el Mar del
Norte, el Mar Báltico o el Mar Cantábrico; mientras que encontramos pocos en las costas africanas. Al otro
lado también se justifica la importante plataforma en torno a América, con mares como el Mar del Labrador,
el sector del Golfo de Méjico o el Caribe y las inmediaciones a las Islas Malvinas.
Se trata de un océano que tiene muchos ríos y algunos bastante caudalosos, el Amazonas o de menor entidad
como el Mississippi − Missouri, el Paraná − Paraguay o el Orinoco; o el Congo en África, siempre teniendo
en cuenta la distribución del relieve.
Pocas islas destacables en su interior, en comparación con el Pacífico, algunas excepciones como las Madeira,
las Canarias o Cabo Verde relacionadas con orígenes volcánicos. Destacar, asimismo, la Dorsal Atlántica y su
factor volcánico, desde Islandia, pasando por las Azores, la Isla Ascensión y las Islas de Tristán Da Cunha.
Únicamente se dan grandes archipiélagos en el entorno caribeño.
Océano Índico:
Se diferencia con el resto, además de que su profundidad media es de 3840 m., en que su límite septentrional
es localiza entre los 25 º − 30 º N, lo que nos ayuda a caracterizarlo como un océano austral. Justifica que las
corrientes marinas influyan mucho en el Océano Índico, más aún por la influencia que ejerce una enorme
masa continental al norte (Asia), justificando asimismo, un flujo de vientos periódicos característicos que son
los Monzones, que tienen especial relevancia en el circuito de corrientes marinas.
Es un océano de pocas islas y pocos mares, sólo pequeños archipiélagos en el sector sur, como las Islas
Kerleguen y las alineaciones de la Península Indostánica de norte a sur, como las Islas Malvinas, Madagascar
y adyacentes como las Islas Mauricio o Reunión. La proximidad de las grandes masas continentales,
principalmente la de Asia, condicionan las variaciones anuales de tipo periódico que posibilita la existencia de
esos vientos Monzones.
Este predominio de masa oceánica permite confirmar, hoy en día, la importancia y necesidad de conocer una
disciplina que está teniendo muchos adelantos en la actualidad. La OCEANOGRAFÍA es la ciencia que
estudia los océanos y los mares, sus aguas, sus fondos y organismos vegetales y animales que habitan en esos
medios (Oceanografía Biológica).
La exploración de los fondos marinos, históricamente, ha tenido relación con temas relacionados con la pesca
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y la navegación. Los primeros estudios de los fondos marinos, parece que se desarrollan a finales del s. XVII,
coincidiendo con la revolución de los descubrimientos geográficos desde el s. XVI, sin embargo, el desarrollo
intenso de estos estudios se alcanza a lo largo del s. XVIII. Tenemos que llegar a mediados del s. XIX para
que los procesos técnicos y experimentales acontecidos en esta disciplina le puedan dar el carácter de
científica. Parece ser que los primeros trabajos con este carácter realizados en Oceanografía puedan
relacionarse con expediciones del buque inglés Challenger (1872 − 1876), que pueden considerarse básicas en
el desarrollo oceanográfico posterior. En estos momentos el empleo del cable de alcance sustituye a las
cuerdas, lo que supuso un conocimiento más preciso de las aguas profundas, ya que quedaban solucionados
los problemas de derivas y de lastre que las cuerdas habían dado en época anterior.
A principios del s. XX, parece que una disciplina relacionada con la Hidrografía marina empieza a surgir con
auge, son aproximaciones científicas realizadas bajo el control de los Institutos y Academias Oceanográficas
de Escandinavia, Inglaterra y Alemania.
La primera campaña sistemática fue dirigida por Thor (1908 − 1910), y poco después, 1912, Murray y York
publican una recopilación de investigaciones oceanográficas en las que, fundamentalmente, se atienden
aspectos de la Biología marina y depósitos sedimentarios y, en segundo término, se trabaja temas de las
corrientes. Al finalizar esta época (finales segunda década), por parte de químicos, físicos, geólogos y
geógrafos se empieza a trabajar en el estudio sobre el origen, trayectoria y mantenimiento de las corrientes
marinas, así como de la naturaleza y procedencia de las masas de agua, sin olvidar, los estudios sobre los
movimientos del agua del mar, el oleaje. Son aspectos justificados por motivaciones económicas, como el
caso del tendido de cables submarinos para la comunicación o las propias necesidades impuestas por la
navegación.
Son momentos (años 20 − 30) en los que se inician estudios de carácter geográfico tendentes a analizar el
comportamiento y la influencia de las aguas marinas en la morfología litoral y la influencia de los medios
marinos y la propia morfología en los asentamientos portuarios. En este tiempo los geógrafos, ayudados por el
Sónar, presentan las primeras cartas topográficas submarinas con gran detalle, así como son los momentos en
los que se inicia, por parte de los geólogos, el conocimiento de la placa continental y de la propia expansión
de los fondos oceánicos (Hess en 1960).
En la actualidad, las investigaciones de batíscafos, el control de los fondos marinos mediante modernos
submarinos, empleo de tecnología relacionada con el Sónar y la utilización de las cámaras estereoscópicas
justifica que los fondos marinos sean algo ya descubierto y las profundidades alcanzadas sólo estén limitadas
por la propia profundidad de los océanos.
Estudio del relieve submarino. Curva hipsográfica.
Establecer de una forma gráfica la relación porcentual entre la superficie continental y las tierras sumergidas.
La aproximación a la curva nos permite hacer una observación; 30% tierra emergidas (± 29% tierra) y el 70%
tierras sumergidas (± 71% agua). Lo que sigue comprobando el predominio de superficie oceánica.
Observando el trazado del gráfico, apreciamos que las altas superficies sobre el mar (+ 6000 m.) y las
grandes profundidades bajo este (− 6000 m) ocupan un porcentaje mínimo. Hay mayor presencia de tierras
de tipo medio; las profundidades medias están en torno a los 3800 m., que corresponde al 40%
aproximadamente, mientras que las elevación media (0 − 800m.) ocupan un 20%.
Zócalo o plataforma continental.
Es la zona que va desde el nivel del mar (0 m.) hasta, aproximadamente, los 200 m. de profundidad; su
anchura, sin ser regular, varía en relación con la topografía (morfoestructuras). Hemos de considerarla como
una zona de transición entre las tierras y los mares. Su formalización se relaciona con las acciones litorales
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que dan lugar al arrasamiento de la costa, de tal modo que podemos suponer que en la época del Glaciarismo
Cuaternario se pudo producir un descenso en el nivel del mar, estimado en torno a 75 − 140 m. Este descenso
determinaría que las zonas que van quedando a la superficie se vean afectadas por la erosión del mar, es el
zócalo o la plataforma.
A las líneas que unen puntos de igual profundidad se llaman Isóbatas, que van determinando la anchura de la
plataforma, lo que explica el valor variable de la misma.
En el seno de esta plataforma o zócalo se distinguen accidentes topográficos, pequeñas terrazas o valles
sumergidos, pero, en conjunto, su aspecto es el de una planicie de poca inclinación. Se trata de una franja casi
plana, con suave inclinación, ajustada al perfil costero, que muestra poco desarrollo, poca anchura en costas
de topografía abrupta; mientras que en regiones cubiertas en otra época por casquetes glaciares (Península
Escandinava, Gran Bretaña o Mar del Norte) o frente a la desembocadura de grandes ríos o a lo largo de
costas bajas, su anchura aumenta y adquiere mayor extensión.
Esta planitud que caracteriza al zócalo, puntualmente se ve afectada por una topografía sorprendente de
antiguos valles sumergidos, como la Fosa del Cabo Bretón al norte de Bayona, una estrecha garganta
submarina. El caso de las pozas y poteras cantábricas, que se manifiestan como ajustadas gargantas de origen
fluvial, entre las que haya que destacar la situada al norte de la desembocadura del Río Sella, en las
proximidades de Ribadesella o en la desembocadura del Río Deva entre Asturias y Santander. Asimismo los
Ríos Oma y Bidasoa tienen frente a su desembocadura una potera de características semejantes.
En la costa portuguesa existen cinco grandes valles submarinos que recuerdan a estas pozas o poteras, al borde
de una extensa plataforma continental, se sitúan en el Cabo de San Vicente, frente a Setúbal, Lisboa, Cascais y
frente a la costa de Nazareth, donde su plataforma parece que alcanza los 90 Km. de valle submarino. Otros
lugares como el Cañón o Garganta de Hudson (Canadá), sin olvidar el cañón de Monterrey, una reproducción
submarina del Cañón del Colorado por sus dimensiones similares y, fundamentalmente, importantes cañones
en desembocaduras de ríos como el Indo (India) o el Congo (África).
En general, puede tener un desarrollo medio de unos 50 Km., pero su extensión es muy variable; en algunos
casos es muy ancha (Gran Bretaña o Mar del Norte). En el caso del Mediterráneo, adquiere un gran desarrollo
desde el cabo de Palos hasta el delta del Ebro, con una media de 90 Km. de anchura media. En las Baleares la
plataforma continental enlaza Mallorca con Menorca y, por otro lado, Formentera con Ibiza.
La plataforma o zócalo presenta una gran amplitud en torno a la costa del SE de Argentina, en torno a las Islas
Malvinas, la zona del Río Amarillo en el Sudeste Asiático (Borneo o Isla de Java) y al norte de Australia.
Talud.
Es la zona que se sitúa inmediatamente al borde de la plataforma continental, entre los 200 y los 3000 m. Es
una estrecha franja de rápida caída y de marcada pendiente, que establece una transición hacia las grandes
profundidades.
Al encontrarse al lado de la plataforma, y como hemos podido observar en esta la presencia de topografías
abruptas del tipo de pozas, poteras y cañones, en el talud se puede apreciar, en ocasiones, profundas
acanaladuras. Éstas son provocadas por la continuación de los grandes valles fluviales, como el Hudson o el
río Congo.
Hemos de conocer que las pendientes del talud continental van desde el 6%, en zonas donde las barreras
montañosas se acercan al litoral (Cordillera Andina), mientras que en espacios donde las planicies litorales
dominan, hablamos de una pendiente del 3 − 3'5%.
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Región Pelágica o Batial.
Es la zona comprendida entre los 3000 − 6000 m., siendo la zona de mayor superficie de relieve submarino,
puesto que supone, según se deduce de la curva hipsográfica el 50% del total de las tierra y mares, y viene a
suponer los 5/7 partes del total de superficie marina.
Lejos de caracterizarse por la monotonía de formas y la sencillez, si lo hace por su complejidad o desigualdad,
similar a la que muestra el relieve terrestre. Destacar en este relieve sumergido, la presencia de enormes
dorsales, a modo de lomas alargadas sumergidas en el sentido de los meridianos que, en la mayor parte de los
casos, permite la identificación de una serie de cuencas submarinas. Los fondos marinos presentan un relieve
de dorsales y cuencas similar al que pudiera darse en el ámbito terrestre. Destacar la Dorsal Mesoatlántica (O.
Atlántico), la Dorsal Índica (O. Índico) o la Dorsal del Pacífico Sur y la Dorsal del Pacífico Oriental (O.
Pacífico); otras como la Dorsal de las Kerguelen (SE África) o la de Calsberg.
Región Abisal.
Es la zona que ocupa una menor extensión, representando únicamente el 1% de la superficie marina. Se trata
de depresiones largas y estrechas, a modo de enormes entalladuras que rompen la monotonía de los fondos
marinos. Son entalladuras orientadas en el sentido de los meridianos y que no suelen ocupar una posición
central en las cuencas oceánicas, sino que, en la mayor parte de los casos, se presentan sensiblemente anexas a
los continentes (Fosa de Chile, Fosa de Perú, Fosa de Japón o Fosa de la Marianas).
Hoy en día, no hay dificultad en caracterizar las fosas, ya que son fácilmente reconocidas con el ultrasonido
(Sónar) y llegar a conocer con exactitud la dimensión en profundidad de estas entalladuras. Las grandes fosas
son centros o focos de elevada sismicidad, con anomalías importantes de la gravedad, con sus consiguientes
repercusiones (Teoría de la Isostasia de Airy). El origen de estas fosas parece ser reciente, en comparación
con otras formas, y su formación bastante actual; en la mayor parte de los casos se muestran orladas por
volcanes activos.
Las grandes fosas del Océano Pacífico podrían ser la de Atacama (7635 m), que a lo largo de 1400 Km. se
extiende desde las inmediaciones de Valparaíso hasta la ciudad de Arica, también la Fosa de las Aleutianas
(7800 m), las Kuriles (8500 m), las Marianas o la Fosa de Mindanao con máximas profundidades de 10500 m.
En el Océano Atlántico cabe destacar la Fosa de Puerto Rico (9200 m.), las Islas Comores (7200 m) y las
Sándwich del Sur, cerca de las Malvinas, (8000 m). En el Océano Índico la más importante es la Fosa de Java
(7450 m).
Características y propiedades del agua oceánica.
El reconocimiento sobre la forma y la extensión de los océanos parece que se puede remontar al momento de
la Historia que se ha llamado de los grandes descubrimientos geográficos, son las grandes etapas de la
navegación (Colón, Magallanes o Elcano). Tendremos que llegar al s. XIX, coincidiendo con la expedición
del buque oceanográfico Challenger, para llegar obtener las primeras valoraciones de carácter global sobre las
características y propiedades del agua del mar. Las investigaciones oceanográficas, llevadas a cabo en las
últimas décadas mediante la utilización de instrumentos más sofisticados, han permitido a la ciencia actual
tener un conocimiento científico del océano mucho más concreto. Nos interesa saber la composición química
del agua, su temperatura, su salinidad, su densidad y el carácter de sus sedimentos.
Composición química del agua del mar.
Lleva en disolución gran número de elementos químicos, podemos hablar del 3'5 %, aproximadamente, del
peso total de las aguas oceánicas, debido a la presencia de estos elementos y teniendo en cuenta las diferencias
que se pueden establecer en relación a las cuencas fluviales con contenidos químicos distintos.
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Una observación del cuadro I (p.5) nos permite obtener que los principales elementos del agua no coinciden
con los componentes disueltos en el agua de los ríos. El Calcio se da en mayor medida en los ríos que en las
aguas marinas, al igual que el Bicarbonato (Calcio y Magnesio); estos elementos provienen de las rocas
calcáreas. El mayor porcentaje de Silicio en los ríos se debe a la presencia de granitos y materiales similares
en los continentes. Por lo tanto se pueden observar diferencias sensibles.
Por otro lado, el agua del mar destaca por su predominio en Cloro y Sodio, que forman un producto que
supone el 86% del agua, es la sal marina (ClNa). Otros componentes importantes son el Sulfato, el Magnesio,
el Calcio o el Potasio.
La referencia a estos componentes, por si sola, permite la particularidad de reconocer que el mar contiene las
sales nutritivas decisivas para la alimentación directa o indirecta de las plantas y animales submarinos.
El peso total de los sólidos disueltos en el agua del mar varía según las latitudes. Por otro lado, tenemos que
significar que su porcentaje relativo es bastante constante en toda la superficie del mar, por los procesos de
homogeneización, que tienen lugar en el seno de su masa oceánica (movimientos internos).
Asimismo, las profundas discrepancias que hemos podido observar entre el porcentaje de los contenidos
químicos entre los océanos y los ríos, cuestionan seriamente la interpretación que relacionan salinidad
oceánica con los aportes fluviales derivados de los procesos de la meteorización continental. Esta diferencia
porcentual indica que en el proceso de salinización marina, aparte de los aportes fluviales, contribuye a la
presencia de sólidos en suspensión generada en las dorsales oceánicas e, incluso, a través de las erupciones
volcánicas submarinas.
El agua del mar contiene los suficientes gases disueltos para explicar el mantenimiento de una vida animal y
vegetal; contiene Oxígeno, Hidrógeno y Anhídrido Carbónico para justificas la flora y la fauna. Éstos gases
aparecen heterogéneamente repartido, parece que el Oxígeno se muestra más presente en la superficie que en
la profundidad, y también al tiempo que decrece al aumentar la temperatura y la salinidad.
Ciertos mares interiores que presentan poca renovación de sus aguas, tienen un contenido en Oxígeno muy
bajo, que merma su desarrollo biológico. Tal es el caso del Mar Negro, conocido como Ponto Euxino, escasa
renovación de las aguas profundas, con una mínima actividad biológica, así podemos hablar de unas aguas
euxínicas.
La salinidad se define como la concentración de sólidos disueltos en una muestra de agua marina. Se trata de
un factor que se mide en , en océanos abiertos el término medio es del 33 al 38 , mientras que en espacios
cerrados (mares interiores o mínimamente los abiertos) se habla de salinidades del 40 al 42 . No está
distribuida igualmente, presenta variaciones sensibles en lo horizontal (superficie) y en lo vertical
(profundidad).
Analizando la distribución horizontal de la salinidad a nivel mundial, podemos apreciar que aumenta en
lugares donde hay predominio de procesos de concentración, sobre todo donde hay procesos de evaporación o
incluso concentración en forma de hielo. En cambio, disminuye con la prevalencia de los procesos de
disolución, es decir, donde las lluvias son frecuentes o donde se producen aportes de ríos y glaciares. Si
observamos el cuadro II (p.5):
• Las mayores salinidades se producen en el dominio de las altas presiones subtropicales.
• Las menores salinidades se producen en las altas latitudes y sobre las bajas latitudes ecuatoriales. Los
índices más bajos se dan en los círculos polares, donde la evaporación es mínima y por los aportes
provocados por la fusión del hielo, mientras que en el Ecuador, las intensas y frecuentes
precipitaciones compensan las pérdidas por evaporación.
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Un caso paradigmático se produce en los mares cerrados que tienen una tendencia al aumento de la salinidad,
es el caso del Mar Mediterráneo, que presenta altos niveles de salinidad, principalmente por dos razones. Por
un lado se debe al aumento de la evaporación por las propias condiciones térmicas, por otro a un estado de
rexistasia, es decir, una ausencia de vegetación en su entorno. La escorrentía de los ríos, que van a morir al
mar, arrastra mayor cantidad de elementos, debido al aumento de la erosión por esa escasez de cubierta
vegetal. La salinidad en el Mediterráneo alcanza los 37 − 38 o/oo. Una excepción es el Mar Negro, mientras
que otros mares como el Rojo o el Muerto tienen en torno al 40 o/oo, éste presenta unos niveles inferiores, ya
que los ríos que desembocan en él son caudalosos y que se desarrollan por ambientes biostáticos, con mucha
vegetación y poca evaporación.
En cuanto a la distribución vertical, las salinidades en los fondos marinos son más uniformes que en la
superficie (entre 34'6 y 34'9 o/oo). El descenso de la salinidad con la profundidad no es homogéneo, puesto
que parece alcanzarse un mínimo de salinidad entre los 700 y los 1000 m., mientras que entre los 1500 y los
4000 m. se produce un aumento.
Temperatura del mar.
En los océanos se experimentan cambios sustanciales a lo largo del tiempo, no sólo a lo largo del día, sino
también del año. Asimismo, varía en el espacio, no es lo mismo la temperatura del agua en ámbitos nórdicos,
que en ámbitos tropicales. Estos cambios corresponden a numerosos factores ambientales, porque hemos de
comprender que la temperatura marca el balance entre transferencias de calor al océano y pérdidas advectivas
hacia la atmósfera, aunque sea difícil cuantificar el protagonismo de cada uno de los factores.
Hemos de indicar que las diferencias térmicas entre la superficie marina y las masas de aire inmediatas tienen
un significado para explicar los intercambios energéticos entre el océano y la atmósfera. Por lo general, los
intercambios se producen desde el mar a la atmósfera, actuando aquel de regulador térmico. Es que llamamos
la acción de termostato, que justifica la diferencia entre los climas marítimos y los climas continentales.
Del mismo modo que la salinidad, podemos analizar horizontal y verticalmente. En el plano horizontal,
observamos que las temperaturas medias anuales descienden desde el Ecuador (30º C de media) hasta los
Polos (− 2º C). En océano abierto las Isotermas presentan un gran paralelismo, sin embargo, al acercarnos a
espacios continentales, éstas se curvan por la influencia de las corrientes cálidas o frías.
El mapa de Isotermas marinas muestran variaciones estacionales del mismo modo como acontecen las tierras
emergidas, aunque debemos indicar que la amplitud térmica es menor que en los continentes. En este sentido
las máximas amplitudes térmicas en el agua del mar se sitúan en latitudes medias (45º − 65º) y son más
agudas en el Hemisferio Norte, a lo que no es ajeno la mayor continentalidad del mismo.
El análisis de la distribución vertical nos indica que las variaciones térmicas de la superficie oceánica se van
simplificando a medida que aumenta la profundidad. Así por ejemplo, a los 200 m. todavía subsisten los
contrastes comentados, a ciertas latitudes, entre las costas occidentales y orientales de un cierto continente,
influenciadas por corrientes marinas distintas. En cambio, cuando se alcanzan grandes profundidades, el
océano se muestra muy homogéneo, entre los 0 − 2º C.
Un análisis de la figura III (p.5) nos muestra que el descenso térmico desde la superficie hasta los fondos
abisales no es uniforme, sino que muestra una cierta estratificación térmica; hasta el punto que se puede
diferenciar una primera capa llamada superficial o epitalasia, que acusa directamente la temperatura ambiental
media. Por debajo de ella, a los 700 − 800 m. se encuentra una termoclina o superficie de discontinuidad
térmica, que marca la transición brusca de temperatura. A partir de esta capa, se da un descenso térmico más
lento.
La densidad.
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Es una característica muy invocada para explicar ciertos movimientos del agua del mar. La densidad es el
peso de 1cc de una sustancia, también se entiende como la masa de una unidad de volumen y se mide en
gr./cc.
La densidad del agua es de 1 en temperaturas próximas a la fusión del hielo, es decir, 1cc de agua pura pesa 1
gr., mientras que 1cc de agua del mar pesa 1'027 gr. La mayor o menor densidad del agua oceánica depende
de 3 variables, la temperatura, la salinidad y la presión; de modo que la densidad desciende con los aumentos
térmicos. Disminuye asimismo con la bajada de presión atmosférica y con la caída de la salinidad. Puesto que
las variaciones de la densidad por la variación atmosférica son poco acusadas, la temperatura y salinidad
constituyen las variables más relevantes. De tal modo que a mayor salinidad, mayor densidad, y a menor
temperatura, mayor densidad.
Todo ello justifica que la densidad de la superficie oceánica se incremente desde el Ecuador, con altas
temperaturas y baja salinidad, hasta las altas latitudes. En esta distribución horizontal no son ajenos los
procesos de concentración (evaporación) y los mecanismos de dilución, es decir, precipitaciones y aportes de
agua fluvial. En profundidad la densidad es muy estable, estratificada, incrementando progresivamente
Acción de termostato.
La Acción de Termostato protagonizada por el agua se explica por el calor específico de la misma, que es el
más elevado, de tal modo que para calentar 1gr. de agua 1º C se necesita 1 cal. Podemos interpretar que el
agua es el elemento que más tarda en calentarse, pero también tarda más en enfriarse. Esta propiedad de agua
justifica su papel como regulador térmico por la retención de calor que protagoniza y que viene a justificar esa
Acción de Termostato a la que nos hemos referido.
Los sedimentos marinos.
El fondo de los océanos está recubierto de sedimentos que muestran unos espesores variables, según los
océanos. Se estima que el espesor medio de sedimentos pudiera cuantificarse en torno a los 600 m. que se
reduciría a la mitad si quitásemos el agua. En el Océano Pacífico es de unos 600 m., en el Atlántico unos 1000
m; en las fosas puede alcanzar un espesor de 5000 m.
Los sedimentos acumulados en los fondos oceánicos son fruto de la acción erosiva sobre los continentes y su
consiguiente llegada a los océanos a través de los ríos, así como, son fruto de restos de organismos vivos.
Son sedimentos de tipo litógenos y de tipo biógenos, los primeros fruto de la erosión sobre la plataforma
continental (limos, arenas, gravas...) y dentro de los segundos, aquellos fruto de la descomposición de
organismos vivos, son ricos en carbonato cálcico, fósforo, silicio, destacando tipos como las Globigerinas (O.
Atlántico), las Diatomenas (Polos) y Radiolarios (O. Pacífico).
Movimiento del agua oceánica.
Son las olas, las mareas y las corrientes.
OLAS.
Son oscilaciones periódicas de la superficie del mar, con un periodo de oscilación inferior a los 30 seg. Se
trata de arqueamientos rítmicos, de tipo sinusoidal, de la capa superficial del agua del mar. Estas oscilaciones
se pueden clasificar atendiendo a una serie de parámetros como el periodo, la longitud, la amplitud y la altura
entre otros.
• Periodo: Es el tiempo que transcurre entre el paso de dos crestas sucesivas.
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Según la clasificación de Munck, sólo percibimos las llamadas olas de gravedad, que tienen un periodo de
unos 30 seg., de tal modo, que las ondas con un mayor periodo son las mareas u ondas transtidales (con las
que apreciamos subidas o bajadas de mar). La ondas con un periodo inferior a 1 seg. son las olas capilares,
prácticamente imperceptibles.
• Longitud de onda: Es la distancia entre dos crestas o dos senos contiguos; llamando amplitud a la
mitad de esta distancia (en algunos textos aparece como semilongitud de onda).
• Altura: Es la diferencia altitudinal entre la cresta y el seno.
En general, el proceso de las olas no es regular, porque esas ondulaciones regulares que, en principio aparecen
en superficie provocadas generalmente por el viento, pueden verse con frecuencia afectadas por interferencias
que las convierten de ondas estacionarias a ondas con desplazamientos laterales, que pueden llegar a la propia
ruptura de la ola. Asimismo, estas ondas estacionarias provocadas por el viento sobre las moléculas de agua
epidérmicas, pueden convertirse en ondulaciones forzadas por oposición de las aguas profundas. Por otro
lado, estas ondulaciones, estacionarias o forzadas, pueden colisionar entre sí, ocasionando fenómenos de
reflexión y que también se producen cuando en tren de olas, al llegar al litoral, entre en contacto con diques o
defensas portuarias.
El fenómeno ondulatorio que explica la aparición de una ola es superficial, afecta a pocos metros en
profundidad, de tal modo que puede darse el caso de unas aguas muy movidas superficialmente y a pocos
metros de profundidad el fenómeno pasar desapercibido. En este sentido, las olas forzadas o de viento son
debidas a la acción más o menos constante y local, que, al actuar sobre la superficie del agua, genera una
diferencia de presión, que se transmite a las partículas epidérmicas del agua, provocando un movimiento
circular en el plano vertical. De este modo, al subir la ola en la cresta, las olas se mueven hacia la derecha,
mientras que al bajar la ola, en el seno, las partículas retroceden hasta alcanzar su posición de partida (tomar
como ejemplo el corcho que sube y baja pero no se desplaza).
Este movimiento circular de las partículas se va transmitiendo progresivamente, por fricción, a las capas
subyacentes, de tal modo que progresivamente van perdiendo entidad hasta que estos movimientos circulares
desaparecen. A pocos metros de profundidad podemos apreciar aguas tranquilas, a pesar de que en superficie
puede existir un profundo oleaje.
Al llegar al litoral, aproximándose a la orilla, con el fondo cada vez más próximo e inclinado
progresivamente, se va frenando el movimiento en la parte inferior, mientras que en superficie puede seguir
progresando libremente. Todo ello va a provocar que en un corto periodo de tiempo, la ola empiece a
deformarse y, llegado el momento, se rompa. Son las olas rompientes que, siguiendo el proceso que estamos
siguiendo, derraman sobre la orilla, rompen y generan un momento de turbulencia tierra adentro. Asimismo
esta ola retrocede y rompe con las olas que llegan a la orilla, formando lo que se conoce como resaca.
TIPOS DE OLAS.
Olas de viento o forzadas: Tienen tamaños muy diversos y son el tipo más conocido de ola marina. Son un
importante factor en el océano superficial, puesto que actúan la mezcla y la evaporación e intercambio de
gases atmosféricos por toda la superficie del mar.
Cuando el viento empieza a soplar sobre la superficie tranquila de agua, forma primeramente unas rizaduras u
olas pequeñas, que reciben el nombre de Ripples, que tienen una cresta más o menos redondeada y los senos
en forma de V. Debido a su pequeño volumen, la tensión superficial, que puede ser el origen del tren de olas,
desempeña un importante papel, son las olas que llamamos capilares. Son las rizaduras que, según muchos
autores, proporcionan en gran parte el agarre del viento sobre el agua y, a partir de ellas, se permite la
formación de las olas de mayor envergadura.
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A medida que aumenta la intensidad del viento, se van formando olas, en principio pequeñas, que se llaman
olas de gravedad. Su tamaño depende de la velocidad del viento, del tiempo que persiste el viento es esa
dirección y de la distancia recorrida por el viento sobre el agua. El tamaño de las olas depende de la energía
que el viento comunica al agua.
Cuando se produce una tormenta se desarrolla una complicada mezcla de olas y rizaduras superpuestas, a esta
trama se le llama marejada, en esa situación siguen creciendo hasta alcanzar el tamaño correspondiente a la
velocidad del viento. Cuando éste cesa las olas siguen alejándose de la zona de origen y dan lugar a unas
formas más regulares, no tan complicada como en la marejada, que conocemos como mar de leva o mar de
fondo. Las olas se rompen cuando el agua de los senos es insuficiente para soportar las crestas de aquellas, a
medida que las partículas avanzan. Llegado el momento en que el agua de la cresta queda falta de apoyo y se
mueve hacia delante, se derrumba el fuente de la ola. Se originan así las llamadas olas rompientes, que
consumen su energía, tanto en la turbulencia del agua, como con el roce sobre la playa, con las consiguientes
repercusiones en la morfología litoral.
Los Tsunamis: Son olas explosivas producidas por un seísmo submarino o una explosión volcánica. Suelen
tener un periodo de 10 − 20 minutos, con longitudes de onda de 200 Km., con una velocidad de propagación
de 150 m./s. y pudiendo elevarse 20 m. sobre el nivel de las costas. Provoca con su acción series catastróficas
a nivel de inundaciones y arrasamientos y siendo frecuentes en el cinturón de fuego del Pacífico.
Parecen que surgen como consecuencia de ese seísmo o de la explosión volcánica, provocando que en el
centro de acción se hundan las aguas. El resultado es una sacudida enorme que provoca una ola única de
grandes dimensiones, que avanza a esas velocidades, que le confieren una carácter de ola catastrófica.
LAS MAREAS.
Son el fenómeno más sorprendente que nos ofrecen las costas de mar abierto, en contraste con los mares
cerrados, donde, salvo excepciones, apenas se percibe. En los océanos el nivel del mar aumenta y disminuye
alternativamente y con una variación de dos veces al día. En el centro del océano, la diferencia de altura entre
el momento máximo de pleamar hasta el momento de bajamar no llega a 1 metro, pero en las costas, sobre
todo en ciertas bahías con determinadas características morfológicas como penetrar tierra adentro, el nivel del
mar puede ser considerable.
Así en el canal de Bristol (Inglaterra) o en la zona de Saint − Michel (Francia), fácilmente se superan los 10
m. de desnivel entre la pleamar y la bajamar. En cambio, en los mares cerrados la marea es pequeña, en el
Mediterráneo no llega al 1 metro y en algunos casos sólo pocos centímetros.
Se trata de un fenómeno de fácil observación, que podemos definir como una oscilación periódica del nivel
del mar, con un periodo más largo que las olas. Son fenómenos que transmiten movimiento y masa de agua,
que comportan un movimiento de ascenso de las aguas, que conocemos como flujo, conociendo con el
nombre de estero el sector de playa que existe entre la pleamar y la bajamar.
Su observación es fácil, puesto que un pivote clavado sobre la arena permite comprobar de forma directa el
fenómeno que se está produciendo. Existen aparatos de registro que permiten su ajustada observación con
mayor precisión, que se llaman mareógrafos.
Son fenómenos conocidos desde la antigüedad, fueron explicados por Newton en 1686, cuando propone la ley
de gravitación universal; F = M · m / d2. En el caso que nos ocupa, todos los cuerpos celestes afectan a las
aguas oceánicas por la atracción que generan sobre las aguas. En el caso de la Tierra, consideramos el
efecto de atracción provocado por el Sol, por la gran masa del astro rey, es la marea solar, y el efecto de la
Luna, por la proximidad que existe entre el planeta Tierra y su satélite, es la marea lunar. En la primera la
atracción se debe a la gran masa solar y porque la distancia entre ambos es importante. Sin embargo, el
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valor de la marea lunar es mayor, puesto que, a pesar de tener poca masa, la distancia entre ambos astros es
menor; el valor de ésta es mar importante sobre las aguas de la Tierra.
Esta atracción es mutua, equilibrada por su rotación alrededor del centro de un hipotético sistema Tierra −
Luna. En efecto, ambos astros podrían considerarse como planetas gemelos girando en torno a un centro
mutuo, que estaría alrededor de los 4700 Km. del centro terrestre. Por ello, ambos se verían afectados por
fuerzas centrífugas originadas por el giro alrededor de ese centro común.
En una hipotética Tierra rodeada de agua en su totalidad, podemos significar, que entre el centro de la
Tierra y de la Luna, la fuerza centrífuga y la fuerza de atracción serían iguales, en el centro de ambos
sistemas.
En cambio, la fuerza de atracción es mayor que la fuerza centrífuga en el punto de la Tierra más próximo a
la Luna, mientras que en el punto más alejado es al contrario, con lo que el agua se alejaría de la Luna. Esto
provocaría una abombamiento a ambos lados (pleamar), mientras que se producirían dos momentos de
bajamar en los puntos directamente opuestos a la Luna
Tipos de mareas.
Hay que tener en cuenta determinadas reflexiones:
• La Luna cruza el meridiano de longitud de cualquier punto la Tierra cada 24 h. 50'', es el día de
marea.
• En una Tierra ideal rodeada por agua por todas partes, en cada punto podrían observarse, en un día
de marea, dos mareas altas (crestas) y dos mareas bajas (senos).
• Si la Luna estuviera en el plano del Ecuador, las mareas de cualquier tipo de la Tierra serían iguales.
Sin embargo, su posición varía desde los 28º 30' N hasta los 28º 30' S, por lo que se modifican las
alturas de marea en cualquier punto.
• La altura de la marea es un determinado lugar es un asunto bastante complicado que depende de la
profundidad del océano, de su propia forma, de la conexión existente entre las mareas locales y las
superficies oceánicas y de la morfología litoral.
Existen varios tipos de marea:
Mareas vivas: Son aquellas que se producen cuando los tres astros están en sizigia, están alineados, de tal
modo que en esta situación se suma el efecto de la marea solar y la marea lunar. Esto da lugar a un proceso
de marea que viene a ser un 20% superior a la marea media. Suele acontecer, normalmente, dos veces al
mes, con la luna llena y la luna nueva.
Mareas muertas: Se dan en la situación de cuadratura, las acciones de marea solar y lunar se encuentran
contrarias, de tal modo que podemos indicar que las mareas muertas son inferiores en un 20% a las mareas
medias.
Mareas de apogeo: Cuando la Luna se encuentra en el punto más alejado de la Tierra, siendo el valor de la
fuerza menor, por lo tanto es similar a una marea muerta en cuanto a su intensidad, aproximadamente un
20% menor. Si coincide una marea de apogeo y una muerta (cuadratura), la marea es más sensible, en torno
a un 40% inferior a la media.
Mareas de perigeo: Se da cuando la Luna se encuentra en el punto más cercano a la Tierra, el valor de la
fuerza es mayor, se habla de un 20% superior a la marea media. Si se junta con una marea viva, se alcanza
un 40% superior a la media, habiendo riesgo de inundación en las zonas más bajas del litoral.
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Como las aguas no están distribuidas igualmente en el planeta, tenemos diferentes profundidades y las costas
diferentes morfologías se dan mareas distintas de un punto a otro, permitiéndonos diferenciar entre: diurnas,
semidiurnas y mixtas.
La marea diurna: El gráfico corresponde a Manila. Es un tipo de marea que ofrece una bajamar y una
pleamar en cada día de marea (24 h. 50'); son mareas propias de la zona norte del golfo de Méjico y el
Sudeste Asiático.
La marea semidiurna: (Boston). Se dan dos pleamares y dos bajamares en cada día de marea, las estoas de
ambas son casi iguales, entendiendo como estoa de marea el periodo de tiempo durante el cual no se produce
un cambio apreciable en el nivel de agua. Son propias de la costa atlántica europea y de EEUU.
La marea mixta: (Seattle). Tenemos dos pleamares y dos bajamares, pero con la particularidad de que no son
iguales, hay un alta y una baja; de modo que las estoas de pleamar y de bajamar difieren notablemente. Son
bastantes comunes en las costas del Pacífico de EEUU.
El tiempo en que la marea alcanza cada uno de los puntos del planeta varía sobremanera, del mismo modo
que ocurre, como hemos visto en los tipos de marea, con las alturas a las que llega. La justificación la
encontramos en la presencia de los continentes que fragmentan la masa oceánica. Del mismo modo, la
presencia de las dos atracciones (la solar y la lunar), su distinta posición en el espacio respecto al Ecuador
terrestre crea, asimismo, desigualdades en las mareas.
Todas estas circunstancias hacen que la hora y la altura de las mareas sean muy distintas de un lugar a otro
de la Tierra. Por ello, y dada la importancia de la marea en cuestiones de navegación, se determina lo que se
llama la hora del puerto, calculando el retardo entre la hora de nuestro satélite por el meridiano cuando se
haya en posición de sizigia y la hora de pleamar en la marea viva. Surge de este modo las llamadas tablas de
mareas, que son indispensables para la navegación, llegando incluso a cartografiar los puntos de hora del
puerto; es la cartografía de líneas cotidales.
En las diferentes modalidades de propagación de la marea a los continentes, una de las más curiosas es la
que se reconoce en el Canal de la Mancha. La marea penetra en el canal hacia el norte y se encuentra con la
que penetra hacia el sur, generando un banco de arena en la zona de contacto llamado en banco de Dogger.
Otra curiosidad es que las mareas producen en las desembocaduras de algunos ríos de gran masa de agua
una única ola que puede propagarse río adentro. Los casos más significativos son los llamados Pororoca o
Malareo en el Amazonas o en el Río de la Plata alcanzando los 6 m. de altura; y otro caso es el Mascaret en
la desembocadura del río Sena, de menor envergadura, 2 − 3 m.
LAS CORRIENTES MARINAS.
La existencia de las corrientes marinas es bien conocida desde antiguo, por el hallazgo de árboles y semillas
tropicales en Groenlandia o por la propia deriva de los barcos. De este fenómeno fueron conscientes los
navegantes españoles en sus viajes al nuevo mundo; los cronistas de Indias reflejan en sus crónicas cuestiones
relacionadas con estas corrientes, sobre todo con la Corriente del Golfo.
Actualmente las campañas de los modernos buques, con sus potentes instrumentos, han reconocido una red de
corrientes superficiales que ejercen una notoria influencia sobre el planeta. Estas corrientes marinas se
reconocen, no sólo por la deriva que sufren los barcos, sino también por la temperatura, salinidad y el color
del agua y, por supuesto, por su velocidad.
Existen diversas teorías para explicar la causa de las corrientes marinas; las más admitidas son aquellas que
relacionan las corrientes con el viento, el propio movimiento de rotación terrestre y los movimientos de
compensación que tienen lugar en el seno de los océanos.
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Su medición es hoy fácil, utilizando la brújula, pero fundamentalmente el empleo de modernos aparatos, en
concreto los correntómetros, que permiten conocer su dirección y la velocidad. En otros momentos previos a
esta tecnología, se ha podido conocer su dirección y velocidad por el sistema de botellas selladas.
Factores que influyen en la aparición de las corrientes marinas.
• Viento: Un importante porcentaje de las corrientes están causadas por el viento, de tal forma que la energía
transmitida por el mismo es recogida por las superficies del agua por el rozamiento de aquel sobre ella,
pudiendo generar su desplazamiento en el sentido del viento.
• Fuerza de Coriolis: Es consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra, que provoca un desvío en ese
movimiento del agua hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur.
• Gravedad: Por la influencia del viento, las corrientes tienden a acumularse en las zonas próximas a los
continentes, provocando en unos fenómenos de estoa en aquellos lugares que presentan una morfología
litoral cerrada (golfos o bahías). La gravedad tenderá, en esa situación, a generar una cierta nivelación del
agua, es decir, una igualación en su nivel; circunstancia que podrá permitir la aparición de una nueva
corriente.
• Diferencias de densidad: En el seno del océano pueden provocar la aparición de flujos de agua oceánica de
un lugar a otro. Esas diferentes densidades debemos entenderlas como consecuencia de un mayor
calentamiento por insolación o, incluso en algún caso, por mayores enfriamientos por irradiación. La
consecuencia de ello puede ser la aparición de áreas oceánicas de distintas salinidades; fenómeno que puede
determinar la aparición de corrientes desde áreas de baja salinidad a áreas de alta salinidad.
• Configuración de cuencas oceánicas y distribución de los continentes: Las corrientes provocadas por los
vientos son desviadas en su dirección al chocar con las costas, generando la aparición de corrientes
derivadas.
Tipos de corrientes:
• De impulsión o de arrastre o forzadas: Son corrientes debidas a la atracción o impulso mecánico del
viento, surgen como consecuencia de un viento constante que puede soplar durante gran parte del año
en la misma dirección.
• Derivadas: Cuando las corrientes de impulsión chocan con las masas continentales, cambian su
dirección de desplazamiento. Surgen así las corrientes derivadas.
• De conexión: Aquellas que establecen la unión o interconexión dentro de un circuito.
• De compensación o descarga: Producidas por cuestiones relacionadas con los valores de densidad
diferentes; el agua superficial enfriada en el Antártico y el Ártico se sumergen hacia los fondos
marinos y se extienden hacia el Ecuador, desplazando hacia la superficie, en latitudes ecuatoriales, el
agua menos densa y más cálida. De ese modo se tiende a rellenar el vacío provocado por el viento
constante (alisios) generador de la primera corriente de impulsión. Como se trata de una corriente que
va de abajo a arriba se denomina Upwelling.
Atlántico Norte:
La acción que de los alisios en latitudes tropicales provoca un fenómeno de escora y genera la aparición de
una corriente de tipología cálida que es la Corriente Nordecuatorial Atlántica, sometida a un efecto de
Coriolis. Cuando choca con el continente americano genera una acción de corriente derivada, un ramal hacia
el sur, generando la Contracorriente Nordecuatorial Atlántica (O − E)) y otro ramal hacia el norte.
A su vez, este ramal, genera otras dos, una de ellas penetra en el Golfo de Méjico, donde se produce un
proceso de estoa y, al unirse con el otro ramal, forma la Corriente cálida de Florida. Ésta va más o menos
paralela a la costa, llegando hasta los 40º N, donde choca con las corrientes de frías de Groenlandia y de
Labrador. En ese punto de convergencia, junto con el influjo de los vientos del oeste y la natural inclinación
por la Fuerza de Coriolis, se produce el desvío de esta corriente hacia el este. De este modo se genera la
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Corriente del Golfo (Gulf Stream), una corriente de cálida de presión con dirección O − E, que cuando choca
con el continente europeo se divide en dos ramales.
• Hacia el norte se divide en varios ramales, la Corriente Noratlántica europea, corriente cálida que favorece
a las Islas Británicas y latitudes escandinavas, ya que están a la misma latitud que Groenlandia, pero que
gracias a estas corrientes hay posibilidad de asentamientos. Lo mismo sucede con el ramal que afecta al sur
de Islandia.
• Hacia el sur genera la Corriente de Canarias, de compensación o efecto de Unpwelling, ya que es una
corriente fría que compensa la escora formada al inicio del circuito por la acción de los alisios.
En el centro del circuito se queda una zona sin circulación que es el Mar de los sargazos, sin corrientes y muy
temida para los navegantes del s. XVII y XVIII. Era conocido como la latitud de los caballos, ya que estos
animales se sacrificaban para quitar peso a los barcos, compensando la falta de viento.
En este circuito son varios los puntos clave:
• Escora: Déficit de agua como consecuencia de la acción regular de los alisios.
• Estoa: Proceso de sobreacumulación de agua por el empuje que se genera en ese sector, aprovechando su
disposición más o menos cerrado; esta determinará, por la acción de la gravedad, una acción de salida.
• A los 40º N. Soplan los vientos del oeste, más o menos fuertes, que junto al Efecto de Coriolis someten a la
Corriente de Florida a girar hacia la derecha, a su vez, se ve influenciada por las corrientes frías a la altura
de la Isla de Terranova. Así se da una situación favorable para la pesca (contacto de aguas frías y cálidas),
aparecen bancos pesqueros (banco pesquero de Terranova) por esta mezcla de agua que favorecen procesos
de oxigenación que, a su vez, condicionan la regeneración del plancton, alimento necesario para los peces.
• Corriente Noratlántica europea. Frente a las costas noruegas:
• Desde el punto de vista económico, en este punto se da una mezcla de aguas al chocar con las que
proceden del Círculo Polar Ártico, lo que justifica la riqueza pesquera del Mar del Norte.
• Desde el punto de vista humano, se producen los asentamientos por la acción benefactora de las
corrientes cálidas, condicionando unas temperaturas en el litoral noruego, que serían impensables en
el caso de no existir dicha corriente. Por lo tanto es una influencia decisiva para las condiciones de
vida de Noruega. Del mismo modo sucede con el ramal que pasa por debajo de Islandia, que justifica
los asentamientos humanos en estos lugares.
• Upwelling. La corriente fría de este tipo coincide casi con el punto donde se produce una escora, una falta
de agua, que se rellena con agua que viene desde la profundidad. Son aguas procedentes de ámbitos polares,
que ascienden hacia la superficie en esta latitud, para compensar el fenómeno de escora, protagonizado por
los alisios. Este proceso genera en la zona una mezcla de aguas frías y cálidas, que contribuye a la
oxigenación de las aguas. Así se favorece la existencia de plancton y la justificación del banco pesquero
sahariano − mauritano. Desde un punto de vista climático, incluso morfológico, provoca otro fenómeno
justificado por el contacto entre una masa de aire cálida (tropical) propia de estas latitudes y las aguas frías
de la corrientes. Esto genera la frecuente aparición de brumas y nieblas superficiales, e impiden la
formalización de fenómenos ascendentes constantes de lluvias. Esta circunstancia se traduce en la aparición
de desiertos costeros, es este caso el desierto litoral del Sahara y el desierto mauritano.
Atlántico Sur.
La acción de los alisios, con una dirección SE − NO, provoca la aparición de una corriente de impulsión
cálida que conocemos como Corriente Surecuatorial Atlántica, con dirección E − O como consecuencia del
Efecto de Coriolis. Ésta, más o menos paralela al Ecuador y al Trópico, choca con el continente americano, en
torno al Cabo de San Roque, generando dos ramales, uno hacia el norte, la Contracorriente Surecuatorial
Atlántica y otro hacia el sur. Ésta, la Corriente cálida de Brasil, es una corriente derivada con casi la misma
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función que la de Florida, que cuando llega a los 40º S (Pampa Argentina) recibe la influencia de los vientos
del oeste, la Fuerza de Coriolis que la impulsa hacia la izquierda y el choque con las corrientes frías del sur
(Malvinas), donde se da un importante banco pesquero, razón destacada de la guerra entre Inglaterra y
Argentina por las Islas Malvinas.
Así se genera una corriente con dirección O − E, que al chocar con África se producen dos ramales, uno hacia
el sur que se desplaza hasta encontrarse con el Océano Índico, y otra hacia el norte. Ésta, a su vez, genera la
Corriente de Benguela, de tipo Upwelling (fría), que relacionamos con el banco pesquero angoleño, mientras
que las brumas y nieblas provocan la aparición del desierto costero de Namibia.
En el interior del circuito queda un pequeño reducto, sin la importancia del Mar de los Sargazos, en el que se
intuye una cierta ausencia de corrientes.
Pacífico Norte.
El proceso es similar al Océano Atlántico. El inicio del circuito lo marcamos con la acción de los alisios, que
provoca una corriente de impulso cálida, como consecuencia de la Fuerza de Coriolis, que adopta una
componente E − O. Se trata de la Corriente Norecuatorial Pacífica, que cruza todo el océano hasta las
inmediaciones del Archipiélago Filipino, generando dos corrientes. La que gira hacia el sur es la
Contracorriente Norecuatorial Pacífica, mientras que la del norte es una corriente derivada, es la Corriente
cálida de Kuro Shivo, con papel similar a la de Florida. En esos 40º N se produce el choque con una corriente
fría que viene desde el norte, es la Corriente Oya Shivo, que junto con los vientos del oeste y la Fuerza de
Coriolis, provoca el desvío hacia el este. Esta corriente cálida de conexión es conocida como de retorno o de
Urdaneta, ya que fue descubierta por Andrés de Urdaneta, un navegante español que aprovechó esta corriente
para regresar a California desde las misiones en Filipinas.
El choque de ésta con el continente americano, genera otras dos derivadas, la del norte es sensiblemente
paralela al continente, es la Corriente cálida de Alaska, similar a la Corriente Noratlántica europea, que llega
hasta el estrecho de Bering (40º − 60º N). Ésta beneficia con unas temperaturas cálidas al sector de la costa
marciana, sin cuya presencia sería imposible pensar en asentamientos. La que se dirige hacia el sur, conforme
se va acercando a la zona de los alisios, intenta compensar la escora, surgiendo del fondo unas aguas frías que
suben de abajo a hacia arriba; es una corriente de Upwelling. Ésta es la Corriente de California, con un factor
positivo para la existencia de bancos pesqueros, que justifica la formación y presencia de nieblas frecuentes en
la costa y, desde el punto de vista morfológico, el carácter semiárido de esta zona.
Pacífico Sur
Los vientos alisios provocan una corriente como consecuencia de la Fuerza de Coriolis, adoptando una
trayectoria E − O. Es una corriente cálida de impulso, que se conoce como la Corriente Surecuatorial
Pacífica, que cuando ha recorrido todo el océano choca con Oceanía, se extingue en dos ramales.
La del norte es la Contracorriente Suercuatorial Pacífica, que completa el déficit del circuito, mientras la del
sur, la Corriente Oriental de Australia, es una corriente cálida que beneficia a las islas oceánicas. En ese punto
se junta con la acción de una corriente que rodea la Antártida y con los vientos del oeste, provocando la
corriente de conexión del Pacífico Sur, una corriente cálida que cada vez se hace más fría conforme aumenta
la latitud, cruza todo el Océano y viene a incidir con el continente americano, generando dos ramales.
El que va hacia el sur rodea el continente y se mezcla con las aguas frías, mientras que el que va hacia el norte
se formaliza el una corriente de Upwelling, que compensa el déficit de agua planteado con la escora de alisios.
Ésta es la Corriente de Humboldt, de tipo frío, que justifica por un lado el banco pesquero peruano, con la
particularidad de la existencia, en los archipiélagos próximos a la costa, de las explotaciones de Guano. Este
abono natural fruto de las deyecciones de las aves que, en millones, existen en estas islas, aprovechando el
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banco pesquero. Estas explotaciones han marcado el enfrentamiento entre diversas potencias para hacerse con
su control; en su momento provocó el enfrentamiento entre multinacionales americanas y los países de la
zona.
Desde el punto de vista climático, debemos destacar las nieblas, por el Upwelling, que reciben nombre como
Garúas o Coquimbos. La existencia de la Corriente de Humboldt justifica también la existencia del enorme
desierto entre Chile y Perú, el desierto de Atacama.
Sufre alteraciones esporádicas, cada 6 − 7 años, en las que la Corriente de Humboldt desdibuja sus
características y, en su lugar, aparece una corriente que desempeña un papel importante, es la corriente de El
Niño. Su planteamiento más claro es que, coincidiendo con épocas navideñas, se produce un
sobrecalentamiento de las aguas. Los pescadores de la zona lo denominan de ese modo, pero científicamente
se denomina E.N.S.O.
Océano Índico.
Las características del Océano Índico radican en su pequeñez de extensión, quedando reducido a una pequeña
área del Hemisferio Sur, mientras que en el Norte alcanaza los límites del Trópico de Cáncer.
Los vientos alisios tiene una componente SE − NO y dan lugar a la aparición de una corriente de tipo cálido
de impulsión o arranque, es la Corriente Surecuatorial Índica, que por la Fuerza de Coriolis adopta una
disposición E − O, que cuando choca con el continente africano forma dos corrientes derivadas cálidas hacia
el sur, la Corriente de Mozambique y la Corriente de Madagascar, mientras que hacia el norte se genera la
Contracorriente Surecuatorial Índica.
Estas dos corrientes (sur) continúan hasta el Cabo Buenaesperanza, donde son arrastradas por las corrientes
frías que rodean la Antártida y le hacen girar hacia el este. A esa latitud (40º S) también son sometidas a los
vientos del oeste, así como con la Fuerza de Coriolis. Así se forma una corriente de conexión de tipo cálido,
sin nombre determinado, que se va enfriando por las corrientes antárticas. Al chocar con Australia genera una
corriente cálida hacia el norte, es la Corriente Occidental de Australia, que supone el cierre del circuito, con la
particularidad de no generar un proceso de Upwelling. Este hecho se justifica por la pequeñez del circuito
índico, que hace que los alisios no soplen con mucha fuerza.
Hay que tener en cuenta también los vientos monzones.
Índico norte.
Este circuito como tal no existe. Influyen los vientos monzones que muestran una cierta variación entre el
verano y el invierno.
El Monzón de invierno sopla desde las altas presiones (anticiclón) de Asia hacia las bajas, donde se forman
unas corrientes que en su origen son frías, pero que se ven calentando conforme se acercan al Ecuador. Éstas
corrientes cálidas surgen al amparo de esos flujos monzónicos procedentes del centro de Asia y que se dirigen
hacia el Océano Índico.
En el Monzón de verano los centros de acción térmicos (anticiclón térmico asiático) dejan lugar a una baja
presión en Asia, mientras que en océano se genera una alta presión. Cambian los centros de acción, por lo
tanto también en los flujos, soplando el Monzón desde el océano hacia el continente, son vientos fríos y
húmedos que soplan hacia el continente.
Tener en cuenta el F.I.T ó C.I.T., es frente de convergencia intertropical, es decir, la línea donde convergen
los vientos alisios que soplan en el Hemisferio Norte y en el Sur; ésta va cambiando según la época del año.
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La acción de los monzones que soplan de SO − NE junto con el fenómeno de inversión de los alisios, que es
fuerte en la costa de Somalia (SO − NE), generan una escora durante el verano que viene a compensarse
gracias a la emersión de aguas desde el fondo, es decir, un efecto Upwelling. Surge frente esta costa y durante
el verano, una corriente de tipo Upwelling (fría) que es la Corriente de Somalia, generando un banco pesquero
somalí y justificando el desierto costero de Ogaden.
En el desierto de la zona de Somalia no llueve por el Upwelling, y en invierno porque es la estación seca del
clima tropical.
La influencia de las corrientes.
• Desde el punto de vista de la navegación, las corrientes modifican de forma favorable o desfavorable
la velocidad de los buques, atendiendo al rumbo que estos lleven.
• Desde el punto de vista pesquero, la pesca se beneficia, las capturas aumentan en los lugares de
convergencia entre una corriente fría y una cálida, así como en las corrientes de emersión o
Upwelling.
Ejemplos de los primeros son el cruce de la Corriente del Labrador y el ramal del Gulf Stream frente a la Isla
de Terranova que genera el banco pesquero de Terranova o las Corrientes generadas del Gulf Stream que
contactan con las corrientes frías del Ártico, formando así el banco pesquero de Noruega, favorecido también
por la plataforma continental. Las aguas frías presentan la particularidad de oxigenar el medio al contacto con
aguas cálidas, ésta contribuye a la aparición de plancton y justifica los bancos pesqueros.
Ejemplos de Upwelling se dan en la Corriente de Canarias, que justifica el banco pesquero Sahariano −
Mauritano (problemas adicionales por el control de las aguas jurisdiccionales). También las Corrientes de
Humboldt en Perú han generado conflictos entre multinacionales americanas y Perú, junto con la explotación
de Guano. Se da la conjunción de aguas frías y cálidas, por lo tanto la renovación y la posibilidad de plancton.
• Desde el punto de vista climático, las corrientes suavizan o refuerzan las condiciones climáticas,
según sean masas frías o cálidas, influyendo de un modo u otro las condiciones en las costas
continentales.
En latitudes tropicales, las aguas y el clima son más cálidas en la costa oriental de los continentes, debido a las
corrientes cálidas (Corriente de Brasil, de Florida o Kuro Shivo). Mientras que en las mismas latitudes las
condiciones son más frías en los sectores occidentales, por la influencia de la corrientes de Upwelling
(Canarias, Benguela o Humboldt)
En latitudes templadas ocurre lo contrario, los litorales orientales son más fríos como consecuencia de las
corrientes frías (Labrador u Oya Shivo), mientras que los sectores occidentales son sometidos a las cálidas
(Alaska o Nordatlántica europea), donde las condiciones climáticas son muy diferentes.
Por lo tanto, las corrientes son un factor a considerar a la hora de analizar su influencia en el clima.
• Desde el punto de morfológico, las corrientes, sobre todo las de tipo Upwelling, son las causantes de
los desiertos costeros, puesto que el aire, al contacto con la masa de aire fría situada a latitudes más o
menos tropicales, provoca frecuentes fenómenos de condensación, que contribuyen a la aparición de
nieblas y brumas. Éstos fenómenos impiden los procesos ascendentes, que imposibilitan totalmente la
formación de nubes, por lo tanto las lluvias. Los espacios continentales próximos a esas zonas de
influencia suelen ser desiertos costeros (Sahara occidental, Atacama o California).
TEMA 4: NOCIONES DE GEOFÍSICA.
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LITOSFERA. Discontinuidades y capas.
En las modernas teorías de hoy en día, se considera a la litosfera como una capa de unos 80 − 100 Km. de
espesor que prácticamente bordean la superficie del planeta. Queda por debajo de ella, otra capa concéntrica
conocida como Astenosfera, que puede tener unos 600 − 700 Km. y que prácticamente rodea el centro.
Es un planteamiento distinto al tradicional que afirma que hay una corteza, un manto y un núcleo central;
ambas son correctas, pero haremos mayor incidencia al segundo.
El conocimiento del centro de la Tierra no es fácil, se acude a estudios geológicos o geofísicos. Los primeros
pueden ser de dos tipos, directos, que sólo pueden llegar a los fondos de minas, por lo tanto de insuficiente
conocimiento; y los indirectos, análisis de las erupciones volcánicas , que en el momento de producirse
proyecta el material del centro de la Tierra hacia el exterior. Esto también es insuficiente, teniendo en cuenta
que las raíces volcánicas están en el manto, a unos 30 − 40 Km. en los mejores casos.
El único recurso es acudir a los estudios geofísicos que se realizan en la superficie, pero que se basan en el
comportamiento de ciertas normas o análisis de ciertas anomalías. Estos estudios son los que aprovechan los
datos sismológicos, análisis de las trayectorias de las ondas sísmicas en el interior del planeta y a partir de
estos análisis llegar a las teorías. También son geofísicos los datos obtenidos por la gravimetría, basados en el
análisis de las anomalías gravitatorias, según las diferentes densidades de la zona objeto de estudio, es decir,
según la diferencia de densidad en los espacios continentales, en comparación con los espacios oceánicos.
Otra forma, más aleatoria, es establecer por comparación el estudio de los meteoritos a los que se supone una
estructura semejante a la del planeta. Así el análisis de los aerolitos muestra una presencia significativa de
silicatos, que nos da pie a pensar en sílice, en forma de sial o sime, o en sideritos. Por ello, la presencia de
hierro nos permite establecer conjeturas sobre una estructura interna del planeta que pudiera caracterizarse en
metales pesados.
De todos los sistemas comentados, es indudable que los estudios geofísicos basados en la comparación de las
ondas sísmicas, son, no sólo los más fiables, sino los que nos han proporcionado más datos. Se basan estos
estudios en el análisis sobre el comportamiento de las ondas sísmicas a partir de movimientos sísmicos
detectados por los sismógrafos, entendiendo que el choque causado por un terremoto se propaga por ondas
que, fundamentalmente, son de tres tipos:
• Longitudinales. Presentan la particularidad de desplazarse hacia delante y atrás, mostrando la mayor
velocidad de todas, se ahí que se les conozca como ondas primarias (P). Se deben interpretar como
ondas de compresión que se transmiten en sólidos o en líquidos.
• Transversales. Se manifiestan hacia arriba y abajo. No son ondas de compresión, sino de distorsión y
presentan menor velocidad que las otras. Se les representa con S, ya que son secundarias y su
característica más importante es que no se propagan en medios líquidos.
• Superficiales. Son muy lentas con repercusión de tipo catastrófico, pero son ondas muy largas (L). Es
importante su conocimiento por el riesgo sísmico que representan, pero es escaso su valor geofísico.
El análisis de estas ondas nos permite comprobar que su velocidad de propagación no es la misma en todos los
materiales, sino que depende del medio en el que tengan lugar. Así las experiencias de laboratorio
(explosiones provocadas y detectadas por los sismógrafos) muestran velocidades entre 1'5 − 2'5 Km./s. en
sedimentos poco compactos, de 3 − 3'5 cuando el elemento adquiere mayor coherencia (rocas sedimentarias),
mientras que en el granito la velocidad se dispara hasta los 6'2 − 6'3.
El interior del planeta no es un medio homogéneo, es heterogéneo, esa distinta composición del medio, junto a
un estado físico también diverso, hará que las ondas sísmicas muestren un comportamiento anómalo
(reflexiones como consecuencia de la heterogeneidad).
35
La velocidad de propagación, que dependen del medio, dependen de la densidad de los materiales atravesados,
esa velocidad también asciende con la rigidez del material. De tal modo, podemos apreciar que esa velocidad
de propagación es mayor hacia el interior del planeta, con la particularidad de ofrecer saltos bruscos que
coinciden con la existencia de unas superficies se separación conocidas como discontinuidades.
En análisis del gráfico 1 nos permite comprobar unas circunstancias:
• Las ondas primarias presentan mayor velocidad que las ondas secundarias.
• Las ondas secundarias llegan a los 2900 Km. y dejan de transmitir, por lo tanto si estas no lo hacen en
medios líquidos, a partir de ahí es de ese material.
• El aumento de la velocidad de propagación a medida que nos acercamos al interior del planeta; dicho
aumento está en consonancia con la densidad de los materiales del interior. No es regularizado, sino que
parece que sufra saltos, ya que pasa por zonas de unos materiales a zonas con otros materiales distintos. En
los lugares donde se producen saltos, se dan las discontinuidades sísmicas, entre las que cabe destacar tres
de primer orden (Mohorovicic, Gutenberg y Weichert) y dos de segundo (Repetti y Conrad). La existencia
de estas discontinuidades que se distinguen por los cambios bruscos apreciados en la velocidad de
propagación de las ondas, nos permite distinguir tres capas concéntricas, como integrantes del planeta:
• Corteza: Superficie hasta la continuidad de Mohorovicic.
• Manto: Desde Mohorovicic hasta Gutenberg.
• Núcleo: Desde Gutenberg hasta el interior de la Tierra
(Distribución gráfico 1).
CORTEZA.
Supone tan solo un 1% de la masa de la Tierra y su espesor no es uniforme, debajo de los continentes se
estima entre 30 − 40 Km. y en los fondos oceánicos sólo alcanza los 10. Tanto el espesor como la naturaleza
de los materiales difiere bastante entre los océanos y los continentes. Parece también que esa naturaleza sea
mejor conocida por debajo de los océanos que no en los continentes. En el primer caso se puede distinguir tres
capas pertenecientes a la corteza, perfectamente diferenciadas (fig. 3B).
• Capa sedimentaria, constituida fundamentalmente por depósitos.
• Capa volcánica, también llamada zócalo, que está constituida por basaltos y que incluso recibe el
nombre de capa toleítica.
• Capa oceánica, fundamentalmente constituida por materiales ultrabásicos.
Por debajo de los continentes, tradicionalmente se ha considerado que habían tres capas diferenciadas: la capa
sedimentaria, Sial y Sima. (fig. 1).
La capa sedimentaria es la más superficial, de carácter discontinuo y que puede alcanzar algunos miles de
metros en los continentes y raramente superan el millar de metros en los océanos. Por debajo, se encuentra la
capa granítica intermedia, también llamada corteza superior o continental, que está constituida por rocas de
composición semejantes al granito. Como los elementos más frecuentes son las sílice y el aluminio se le
conoce como Sial, una capa discontinua que aparece en grandes bloques formando los continentes, con
espesores de 15 − 20 Km. y que adelgaza considerablemente debajo de los océanos. Con un valor de densidad
medio en torno a 2'7.
En cuanto a la corteza inferior, también llamada capa basáltica inferior o corteza oceánica, se supone que está
separada de la primera por la discontinuidad de Conrad y que se forma con materiales de tipo basáltico, donde
predominan la sílice y el magnesio. Por ello se le conoce también con el nombre de Sima, y tiene una
densidad de 3'1. En los océanos, esta capa se sitúa directamente en contacto con la capa sedimentaria, de ahí
que en 1959 se acometiera un proyecto. Mohole intentó perforar los fondos del océano para obtener muestras
36
directas del manto, éste quedó en un intento que no llegó a nada.
Actualmente esta distribución resulta muy controvertida, puesto que parece que no existe dicha capa de sima
con la frecuencia que se postulaba en un principio, sino que son muchas sus lagunas como para hablar de una
capa regular. La discontinuidad de Conrad como tal no tiene el sentido propio de estas discontinuidades.
En la actualidad se considera a la corteza como un todo de reacción ácida, tanto por debajo del océano, como
por debajo de los continentes, y se considera que la capa sedimentaria se encuentra atravesada por intrusiones
procedentes de las capas profundas. Estas intrusiones pueden ser de tipo granítico o de tipo volcánico, con la
particularidad de que el metamorfismo puede transformar a parte de los materiales sedimentarios en rocas más
parecidas al granito y al basalto.
MANTO.
Se encuentra desde la continuidad de Mohorovicic (30 − 40 Km. de espesor) hasta la discontinuidad de
Gutenberg (2900 Km). La existencia de una discontinuidad de segundo orden, la de Repetti (700 Km.), que
separa por un lado el manto externo, al que le presume una densidad de 3'4, y por otro el manto interno, con
una densidad de 5'6.
Desde los años 60 se considera que el manto pudiera integrarse dentro de una envoltura de 500 − 600 Km. de
espesor, entendida con el nombre de Astenosfera, envuelta en su parte superior por una capa de 50 − 60 Km.
de espesor que denominamos Litosfera. Entre ambas capas no existe una diferencia notoria de composición,
puesto que parece que cualquier porción de la Astenosfera que asciende hacia la superficie se va convirtiendo
poco a poco el Litosfera. Esto se produce como consecuencia de los cambios térmicos y de presión que se van
produciendo, a medida que se aproximan a la superficie.
La composición de manto en general parece vincularse a rocas de tipo ultrabásico, pobres en sílice, de colores
oscuros, altas densidades y rica en materiales ferromagnésicos (peridotitas).
La importancia del manto la justificamos porque parece que la corteza pudo formarse por diferenciación de
los materiales constituyentes del manto superior. Al tiempo que la debemos relacionar con una serie de
fenómenos, de tipo volcánico o sísmico, que parecen tener su origen en el manto.
Según la teoría de Vening Meinesz (1948) y la posterior de Holmes Kraus (años 60), es en el seno del manto
donde se sitúan las corrientes de convección, que pudieran justificar, en la actualidad, la dinámica de las
placas tectónicas.
NÚCLEO.
Abarca desde la continuidad de Gutenberg (2900 Km) hasta el centro de la Tierra. La existencia de una
discontinuidad de primer orden, la de Wiechert a 5100 Km, posibilita la separación entre un núcleo externo y
uno interno.
El núcleo externo que, dado el comportamiento de las ondas sísmicas, parece presentar un estado líquido, si
recordamos que las ondas S interrumpen su trayectoria al alcanzar esta profundidad. La no transmisión de las
ondas S permite conjeturar sobre el estado líquido de este núcleo externo, en el que las densidades están entre
10 − 12'3.
Sobre el núcleo interno hay gran cantidad de hipótesis, pero parece que se defiende la existencia de material
de hierro y níquel, por lo que se le denomina sector Nife. La presencia de estos materiales metálicos, con alto
porcentaje de hierro, hay que relacionarla con el porcentaje de meteoritos y sideritos presentes en el Sistema
Solar, que muestran una constitución con alto contenido en hierro. Admitida esta reflexión, también podemos
37
admitir que ese núcleo metálico sería la principal razón justificante del comportamiento terrestre.
Las densidades estarían por encima de 13 y en unas condiciones termodinámicas sugerentes, presiones de
varios miles de atmósferas (3000000 Kg./cc. de presión aproximadamente) y unas temperaturas estimadas
entre los 4000 − 5000º C.
TEORÍAS OROGÉNICAS.
Gravimetría e Isostasia.
Hemos visto que el estudio de la propagación de las ondas sísmicas se considera fundamental para el
conocimiento de la constitución del globo y así nos aproximamos a la estructura interna del planeta.
El estudio de las anomalías gravimétricas propuestas por Bouguer en el s. XVIII son el punto de partida que
nos lleva a un conocimiento más exacto de la capa superficial del planeta, la corteza o la litosfera.
Si recordamos las consideraciones de Newton al respecto de la fuerza de la gravedad, la fuerza de atracción
gravitatoria está directamente relacionada con la masa del cuerpo y la aceleración de la gravedad, con un valor
de 9'8 m./s2, gracias a F = m · g.
Entendemos la anomalía gravitatoria por las diferencias entre el valor de la gravedad de un lugar obtenido por
el gravímetro (valor directo) y el que correspondería a la latitud y altitud del lugar en cuestión (valor teórico).
Si el valor directo es mayor al teórico, la anomalía es positiva e indica unos valores superiores de densidad,
que parecen darse en los océanos. Mientras que si el valor directo es menor, la anomalía es negativa y refleja
unos valores inferiores de densidad, que parece darse por debajo de los continentes.
De todo ello, podemos establecer las siguientes reflexiones:
• Las variaciones de la gravedad son debidas a las distintas densidades en la corteza.
• Esos valores de la gravedad aumentan en zonas más densas (océanos), al tiempo que disminuye en las
menos densas (continentes o montañas).
Estas consideraciones de Bouguer dieron lugar a una serie de propuestas matizadas por Airy, quien defendería
la distribución de los bloques continentales de distinto espesor, interpretados como bloques de sial en
equilibrio sobre materiales de sima, más densos. Equilibrio que, en principio, se denominaba equilibrio
hidrostático en la corteza terrestre, pero dado que el material sobre el que se plantea este no tiene una
naturaleza líquida; Airy habló de un equilibrio isostásico entre los bloques, para referirse a esa especie de
compensación que mantiene esos bloques de sial flotando sobre el sima.
Las desigualdades de composición entre ambos bloques parece compensarse a unos 60 − 100 Km de
profundidad, donde Airy situaría una hipotética superficie de compensaciones isostásicas. Habría que
interpretar que los continentes son enormes flotadores (almadías) de sial, flotando sobre sima.
Este equilibrio isostásico puede romperse por muy diversos motivos, los dos más significativos son:
• La acción de la Geodinámica externa; la erosión, al actuar sobre un bloque continental, contribuye a
su desgaste y lo va aligerando. Ante una ruptura de ese equilibrio, de inmediato la acción de la
superficie isostásica reequilibra la situación, manteniendo el mismo.
• La acción de los movimientos glaico − eustáticos (EUSTASIA: movimiento de ajuste del nivel
marino como consecuencia de los procesos glaciales. Al producirse el glaciarismo, el nivel del mar
asciende al soportar menor cantidad de agua, esto es la Eustasia, mientras que, al producirse el
deshielo, el nivel del mar disminuye al soportar mayor cantidad de agua, es la Isostasia.
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El equilibrio isostásico tiende a reestablecerse mediante los movimientos verticales que tienen su raíz en la
superficie de compensación isostásica.
Surge al mismo tiempo una teoría, la de Wegener, en la que se afirma que quizá el equilibrio isostásico no
sólo sea en la vertical, sino que también puede existir un equilibrio en la horizontal. Todo se remonta al año
1912, cuando surge la teoría de la deriva continental de Wegener, que defendió, con la misma, una teoría que
intentaba demostrar la existencia de traslaciones continentales, es decir, la posibilidad de demostrar una deriva
de los continentes. En la gestación de esta teoría tuvo mucho que ver las ideas propuestas a mediados del s.
XIX por Francois Placet (1658) en un artículo que llevaba por título Donde se demuestra que antes del
diluvio, América no estaba separada del resto del mundo.
Wegener considera como hipótesis de partida que hace 180 − 200 millones de años, los continentes estaban
unidos en un bloque Sudamérica − África, Norteamérica − Europa o La Antártida, Australia, la India y
Madagascar − Sudamérica. Con el paso de los años empiezan a abrirse unas grietas y ya durante el Eoceno
(Edad Terciaria) pudo abrirse una grieta entre África y América, ocupada por lo que hoy es el Océano
Atlántico; ésta marcó la separación de los continentes hace 65 millones años (fig. 4). Será en el Pleistoceno
(Edad Cuaternaria) cuando se disponga de una situación prácticamente semejante a la actual.
Los argumentos a favor de la existencia de la deriva serán:
• El encaje perfecto entre la costa oriental de América, sobre todo en la del sur, y la costa occidental de
África.
• Similitud estratigráfica y de flora antigua que se aprecia entre Sudamérica, África, Madagascar, la
India y Australia, que no debe extrañara si admitimos que estos espacios formaban parte de este gran
continente denominado Gondwana.
• Los pliegues precrámbicos (anteriores al la Edad Primaria) y las masas cristalinas presentan parecidos
a ambos lados del Océano Atlántico.
• Las glaciaciones primarias aparecieron y desaparecieron al mismo tiempo en todo el Gondwana.
Algunas de las criticas a estas teorías serán:
• Este encaje parece que es algo aproximado entre Sudamérica y África, pero prácticamente no hay más
encajes, incluso en el norte es muy difícil
• La simultaneidad de las glaciaciones pueden explicarse también por la continuidad topográfica, así
como por la existencia de grandes corrientes frías. Por lo tanto, tanto fenómenos meteorológicos como
oceánicos pueden explicar dicha simultaneidad.
• Geofísicamente parece inadmisible la existencia de una fuerza capaz de justificar la deriva de los
continentes, sobre todo del modo planteado por Wegener, que lo justificaba como un efecto de las
mareas y como fruto del centrifugismo terrestre que contribuiría a esa circunstancia. Está totalmente
demostrado que las mareas son insuficientes para explicar la deriva y la fuerza centrífuga es
demasiado débil para justificar esta traslación continental.
Tendremos que llegar a los años 60 para publicar estas críticas y conocer de forma más exacta cuál es la razón
que justifique estas traslaciones. Será gracias a las investigaciones de Hess (1960), el cual, aprovechando los
datos facilitados por la oceanografía, propuso su teoría sobre la expansión de los fondos oceánicos. Esta teoría
defiende la existencia de unas zonas de expansión relacionadas con las dorsales y unas zonas de subducción
relacionadas con áreas de compresión.
Según Hess las dorsales oceánicas son lugares donde se produce el aumento de materiales procedentes del
manto; dorsales en las que se aprecia un elevado flujo de calor, que puede ser indicio del origen de esos
materiales. Estas dorsales habrían que interpretarlas como los lugares a través de los cuales se origina la
corteza oceánica y a través de los cuales se manifiesta el ensanchamiento de los océanos.
39
Los datos geofísicos y geológicos que nos proporcionan los sondeos muestran la juventud de los sedimentos
en la proximidad de esas dorsales, al tiempo que justifica que esos flujos puedan considerarse la fuerza motriz
de la deriva continental. Entendiendo que ese ensanchamiento de los océanos, a través de las dorsales, debe ir
unida inexorablemente a un mecanismo de destrucción de la corteza, oceánica y terrestre. El ensanchamiento
de la corteza oceánica no puede ser indefinido, toda vez que la relación entre la superficie oceánica y la
superficie continental es prácticamente invariable.
A través de las zonas de subducción se produce la reintegración de los materiales de la corteza en el manto, y
pueden considerarse como áreas, a través de las cuales se materializa el mecanismo de destrucción de la
corteza oceánica; con ello se mantiene el equilibrio horizontal entre la superficie oceánica y la continental.
Las zonas de subducción (fig. 7) suelen constar de una fosa oceánica estrecha y alargada que se muestra
paralela a la costa. Se trata de regiones que presentan una máxima actividad sísmica y son zonas de
hipocentros de los sismos que se localizan en sus proximidades, en lo que se puede conocer en zonas o planos
de Benioff. La existencia de esos sismos hay que relacionarla con las fricciones que se producen en esas zonas
de Benioff, entre la corteza oceánica y la continental. Estas fricciones son causas no sólo de seísmos, sino que
también son la justificación de la intensidad volcánica que caracteriza a esos espacios.
Tomando como referencia la distribución de estas zonas de expansión que son las dorsales, a través de las
cuales se generan la corteza oceánica, y, considerando la distribución de las zonas de compresión o
subducción a través de las cuales re reabsorbe dicha corteza; se ha considerado que la superficie del planeta
está dividida en una serie de placas tectónicas que justifican el protagonismo de teoría de placas, comúnmente
admitida por el mundo científico.
Se puede considerar la existencia de 7 placas de primer orden y algunas más de segundo; dentro de las placas
primarias habría que hablar de:
• Placa Norteamericana, que abraca Norteamérica y la mitad occidental del Atlántico hasta la correspondiente
dorsal Mesoatlántica.
• Placa Sudamericana, que abarca Sudamérica y la mitad occidental del Atlántico hasta la dorsal
Mesoatlántica.
• Placa Pacífica, totalmente oceánica, porque prácticamente ocupa todo el espacio del Océano Pacífico,
salpicado por miles de formaciones insulares. En su borde occidental se ubica una zona de fuerte
compresión que se corresponde con el cinturón de fuego del Pacífico.
• Placa Eurasiática, que se corresponde con Europa y Asia y la mitad oriental Atlántica norte, presentando la
particularidad de que la compresión de la placa africana con esta ha generado los Alpes, mientras que la
compresión de la placa Indoaustraliana con esta ha generado el Himalaya.
• Placa Africana, que se corresponde con África, la mitad oriental del Atlántico sur y la mitad occidental del
Índico. Su singularidad radica en la existencia en su interior de una zona de expansión relacionada con una
fosa tectónica desde el Mar Rojo hasta Nyasa, en la zona de los lagos africanos, conocida como el Rift
Valley.
• Placa Indoaustraliana, que integra la India, Australia, parte del Océano Índico y el sector suroccidental del
Pacífico. Se encuentra separada del Pacífico por una zona de compresión en las inmediaciones de Nueva
Zelanda.
• Placa Antártica, que se corresponde con la Antártida y que establece contacto con las correspondientes
placas limítrofes (Sudamericana, Africana, la Indica y la Pacífica).
Las placas secundarias son la Placa de Filipinas (entre Filipinas y las Islas Marianas), la Placa de Nazca (SE
Pacífico frente a la costa de Chile), la Placa de Cocos (al norte de la de Nazca), la Placa del Caribe (Mar
Caribe), la Placa de Arabia, la Placa de Somalia (al este del Rift Valley), la Placa de la India, la Placa de
Scotia (proximidades de las Islas Malvinas) y la Placa de Juan de Fuca (cerca de las isla de Vancouver).
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Las placas hay que entenderlas como casquetes de esfera, sectores rígidos que se aproximan o se alejan. Las
hipótesis parecen relacionarse con la existencia de las corrientes de convección, propuestas por Holmes −
Kraus y que fueron asimiladas por Hess, en la zona de expansión de los fondos oceánicos. Habría que
concebir la tectónica de placas como una propuesta semejante a la deriva continental de Wegener, pero
diferente en 3 aspectos:
• No se trata de masas de sial, que se desplazan sobre sima, sino que son gruesas placas de litosfera rígida
sobre astenosfera viscosa, no es un fenómeno interior de la corteza, sino de ella y la parte superior del
manto y no se trata de pequeñas placas (10 − 20 Km), son placas desplazándose y aproximándose de unos
70 Km. de espesor.
• No son sólo tierras emergidas las que se desplazan, sino placas constituidas por corteza oceánica y
continental.
• El motor del sistema no es la fuerza centrífuga, el movimiento es debido a las corrientes de convección que
tienen lugar en la astenosfera, por una diferencia de densidad entre los materiales; motivada, a su vez, por
diferencias de temperatura. De tal modo, que las corrientes en la astenosfera arrastran a la litosfera
comprendida la capa toleítica.
Si se admite la expansión de los fondos oceánicos por distanciamiento entre las placas, también debemos
admitir un cierto mecanismo de recuperación − destrucción de esta corteza, puesto que de no ser así, la Tierra
se agrandaría indefinidamente, hasta alcanzar un radio superior. Ello hace necesario admitir un mecanismo de
destrucción que se produce en la zona de enfrentamiento de las placas; éste puede ser de 4 tipos:
• Por colisión: Dos placas chocan y como consecuencia se produce un abombamiento, que puede ir
acompañado de cabalgamiento. No se produce contacto entre corteza oceánica y la continental. El caso más
significativo es el Himalaya, fruto del choque de la placa India con la Asiática.
• Por subducción: El tipo más frecuente. El borde de una placa de corteza oceánica, más densa, en su
enfrentamiento con otra corteza continental tiende a meterse por debajo de esta. Descendiendo por la
astenosfera a través de un plano oblicuo (de deslizamiento) conocido como plano de Benioff, que puede
alcanzar hasta los 600 − 700 Km de profundidad, y suele ir acompañado por fenómenos sísmicos y
frecuentes presencias volcánicas. Todo ello en un ambiente de acusada inestabilidad tectónica. Montañas
Rocosas o la cordillera Andina.
• Por obducción: Es un caso raro que sólo se da en Venezuela (antiguas Guayanas), donde la placa
continental se introduce por debajo de la oceánica.
• Las alternancias de distensión y compresión propias del Mediterráneo y áreas próximas en donde la placa
Africana y la placa Euroasiática, tan pronto se aproximan como se distancian, generando, con un alto grado
de complicación, las distintas cadenas montañosas que jalonan esta cubeta mediterránea (Alpes, Balcanes,
Atlas o Cordilleras Béticas).
TEMA 5: INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA.
Los conocimientos en el campo de la climatología no llegan al alcanzar un talante científico hasta el s. XVI.
Antes existen estudios que se pueden ajustar a este campo, por ejemplo en la Antigüedad Clásica se dieron
ciertas consideraciones de Aristóteles sobre Climatología de Teofrasto con su tratado sobre vientos o de
Aristófanes. Estos trabajos podrían ser considerados como los mismos hasta el Renacimiento y podrían
encuadrarse como una forma de desmitificar el carácter catastrófico de ciertas actuaciones de la Naturaleza.
A partir del s. XVI se produce el despegue de la Climatología, fundamentalmente por:
• A lo largo de finales s. XV y todo el s. XVI se amplía el mundo conocido, es el momento de los
descubrimientos geográficos. En las expediciones iban también los Cronistas de Indias, que
incorporan en sus reflexiones eventos meteorológicos con carácter pseudocientífico sobre la
Climatología.
41
• Progreso que se da en el campo de la Física, la mayor parte de los instrumentos del meteorólogo son
aparatos físicos. Durante los s. XVI − XVII se produce una importante ampliación en este campo; se
descubren los instrumentos más elementales para llevar a cabo esas mediciones.
Así Galileo en 1592 posibilitó la medición de las temperaturas, a partir de la dilatación de los cuerpos,
utilizando para ello el agua, sin embargo este elemento tiene una dilatación anómala. En 1641 se utiliza ya el
mercurio para realizar tales experimentos, siendo mucho más fiable, ya que tiene una dilatación regular.
En estas fechas, 1644, otro físico como es Torricelli descubre la existencia de la presión atmosférica y
proporciona el primer aparato para medirla, es el barómetro.
Huygens va a ser el descubridor de los puntos de ebullición y congelación del agua.
También es interesante considerar las observaciones barométricas llevadas a cabo por Pascal y Descartes.
En 1714 los trabajos de Fahrenheit permiten ampliar el campo en las observaciones de las temperaturas y
posibilita medirlas en una escala gráfica.
Paralelamente a estas observaciones se mejora el instrumental. Es en estos momentos cuando se realizan una
serie de experiencias que llevan a cabo la utilización de escala termométricas, como la de Celsius o Reaumur
(en la cultura francesa). Son momentos en los que se asiste al invento del barómetro o se inventan los
higrómetros, que miden la humedad, por primera vez por Nicolás de Cusa; y toda una serie de aparatos que se
inventan en esta época como el pluviómetro o el anemómetro (para medir la velocidad del viento).
Pese a la mejora instrumental en el campo de Climatología, el área de observación es local y muy irregular,
con una cartografía muy elemental. En estos tiempos (s. XVII − XVIII) hay una serie de autores, físicos y
científicos que destacan en este campo:
• Halley, 1688, proporciona un mapa terráqueo indicando los vientos dominantes.
• Dampier, 1697, autor de observaciones meteorológicas de cierto interés en las que hay que destacar
la observación de un tifón en el Mar de la China.
• Hadley, 1755, estudia el carácter estacional de los Monzones y la hipótesis de la chimenea ecuatorial;
es el primer científico que da una primera explicación sobre los alisios. Es el primero que hace
referencia al grado de incidencia entre la rotación terrestre y la circulación atmosférica, que será lo
que se conoce como la fuerza de Coriolis.
• Franklin, 1743, observa el giro del viento en los ciclones tropicales.
En la segunda mitad del s. XIX es cuando se puede intuir que la Climatología participa de un avance
considerable, y se crean nuevos observatorios meteorológicos. Con ello, el espacio estudiado se amplía, lo que
contribuye a que las observaciones meteorológicas sean más homogéneas y cuidadas y posibilita también que
la representación cartográfica vaya adquiriendo mayor precisión.
Es el momento en que se da un extraordinario avance en el campo de la Física y la Termodinámica,
destacando a tres físicos, Buys − Ballots, Hertz (ondas hertzianas) y Bjerkness. Este último será el padre de la
moderna Climatología y creador (años 20), junto con Bergeron, de la escuela noruega de meteorología,
pionera también en el campo de la dinámica.
Asimismo es el momento cuando se inician los primeros análisis de las masas de aire y surgen los primeros
conceptos de frentes y el desarrollo de las teorías frontológicas; y a causa de la Guerra Mundial y la aviación
se empieza a dar las primeras previsiones del tiempo. La II Guerra Mundial demanda una mayor información
para que la navegación aérea tenga una mayor garantía y que los medios térmicos se incrementen.
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En los últimos años, el conocimiento de los fenómenos térmicos se han ampliado en gran medida, uno de los
importantes avances es el satélite (el pionero es el Meteosat), con los que se pueden realizar previsiones de
garantía y son aprovechables por parte de las estrategias geopolíticas.
La definición de clima posibilita que se pueda hablar de la existencia de dos términos que justifican las dos
tendencias más importantes en las que podemos insertar el estudio del clima, son la Climatología Analítica y
la Climatología Sintética. El concepto que ambas tienen sobre la definición de clima es distinta.
Así para Martonne, considerado el introductor de este concepto, el clima es la situación media de las
condiciones atmosféricas imperantes sobre un determinado punto. Esta definición también es asumida por
Hann, y constituye el punto de partida de lo que llamamos la Climatología Analítica, una Climatología que
propugna la utilización de un método de trabajo, que busca la caracterización de los diversos climas
(tipología) por la comparación de una seria de registros meteorológicos. En ellos hace especial hincapié en los
valores medios, extremos o desviaciones de una serie de elementos, temperaturas, precipitaciones o valores de
la presión, que, integrados, constituyen lo que llamamos clima.
La Climatología Analítica puede criticarse por muy diversas motivaciones:
• Cuando se hace este tipo de Climatología no se realiza predicción del tiempo, sino que es puramente
retrospectiva, no prospectivas.
• Parece ofrecer una dependencia excesiva de los valores estadísticos, de las cifras medias, modas,
medianas...
• No explica los mecanismos que justifican el tipo de clima al que se está haciendo referencia.
Es simplemente descriptiva.
En la Climatología Sintética hay dos autores que son Marx Sorbe y Pedelaborde; para el primero el clima es la
serie de estados de la atmósfera en un lugar en su situación habitual, mientras que para el segundo, en una
definición de un trabajo de los años 70, el clima, como el tiempo, es el resultado de una combinación de
elementos, una combinación de las tendencias dominantes y permanentes, es decir, de los elementos más
generales de la atmósfera en un determinado lugar
En esta línea de pensamiento, Pedelaborde nos indica que la idea de clima es inseparable de la idea de tiempo,
con lo que es instantáneo, cambiante e irrepetible. Así podemos considerar que el tiempo es el estado de la
atmósfera en un momento y lugar determinaos. El clima es una dimensión más permanente, más aplicable de
modo general a un determinado lugar, más estable; podríamos considerarlo como la sucesión periódica de
distintos tipos de tiempos.
Esa es la línea en la que se expresaba un climatólogo francés, Durana Dastés (1969).
Todo ello nos llevaría a una definición en la que el clima podría ser el ambiente atmosférico constituido por la
serie de estados de la atmósfera sobre un determinado punto en su situación habitual.
Esta Climatología Sintética la podemos considerar fraccionada en dos tendencias perfectamente diferenciadas:
• Climatología dinámica: Es una Climatología de modelos, de sistemas, que buscan la explicación del clima
de un modo matemático, mediante el conocimiento de las leyes que rigen la mecánica de fluidos e incluso
la termodinámica. Se encarga del estudio del comportamiento de las masas de aire, de los frentes, etc, y
considera a la masa de aire (tropical marítima, polar continental...) como un medio físico y señala la
interconexión entre los distintos elementos que las caracterizan (temperatura, presión o humedad).
• Climatología sinóptica: Trabaja sobre las situaciones meteorológicas reales, aunque pasadas y basadas su
estudio en el análisis de los mapas sinópticos de superficie y de las topografías absolutas (de 700, 500 y 300
43
Hpa) y de las topografías relativas (entre éstas).
El aparato gráfico que utilizan ambas climatologías es distinto, la Climatología Analítica se basa en el análisis
de los climogramas, que representan de un modo gráfico una serie de valores medios (temperaturas). Mientras
que la Climatología Sintética y, fundamentalmente, la sinóptica, plasma el análisis vertical de la atmósfera en
una serie de mapas sinópticos, que reflejan la situación de la atmósfera en un tiempo dado y que se traducen
en esos mapas de superficie y en esas topografías absolutas ya comentadas.
En la actualidad, el conocimiento de la baja atmósfera (troposfera) no sólo es decisivo, sino que se encuentra
muy mejorado y ayudado por adelantos que se han operado en el campo de los satélites meteorológicos, de los
datos proporcionados por la navegación aérea y la mejora de los radiosondeos.
Pero cabría plantearse cuál de las dos Climatologías es mejor, si la Analítica o la Sintética, pero esta pregunta
no tiene una contestación tajante y excluyente, no se puede, en los estudios climáticos, excluir algunas de las
partes. La Sintética da una predicción y la Analítica el comportamiento atmosférico pasado, por lo que ambas
pueden compenetrarse en un estudio climático serio, que debe incluir tendencias integradas en los dos
elementos.
Elementos del clima.
Para tener una visión completa de los climas a nivel mundial, es necesario analizar separadamente por un lado
los elementos del tiempo (temperatura, precipitación, humedad, presión, viento o insolación), y por otro los
factores que intervienen en cada uno de esos elementos (latitud, altitud o la continentalidad).
TEMPERATURA.
Es un concepto fundamental, todo estudio de clima que se precie como tal ha de hacer un planteamiento de
tipo térmico. El instrumental utilizado es muy sofisticado, pero el utillaje mínimo sería un termómetro de
mercurio para medir temperaturas hasta − 40º C, mientras que en temperaturas más bajas se utilizan
termómetros de alcohol para medir a más de esos grados.
La normativa establecida para los observatorios es que la medición se ha de realizar a cubierto, en garitas
meteorológicas que permiten la aireación del interior, pintadas de blanco para no atraer la radiación solar, y
así aproximarse más a la realidad. No se pueden poner en contacto con el suelo, sino a una altura de 1'5 a 2
metros de altura, así como no se deben poner sobre una superficie de cemento, sino que lo ideal sería el
césped, que irradia poco.
La radiación solar recibida en la superficie de la Tierra está lógicamente en función de la oblicuidad de los
rayos solares y la estación del año en la que nos encontremos. En invierno se da mayor oblicuidad, por lo que
la radiación es menor que en verano.
El máximo térmico, lejos de producirse al mediodía, lo hace unas pocas horas después, justificando así el
tiempo que la Tierra necesita para calentarse. Las temperaturas máximas, sobre todo durante el verano, se dan
3 ó 4 horas más tarde, mientras que en invierno unas 2 ó 3. Del mismo modo, las temperaturas mínimas se
alcanzan no a las 0 horas, sino aproximadamente a las 3 de la madrugada.
A veces, en los estudios de temperatura, no sólo es aconsejable conocer las temperaturas del momento, sino
también conocer la amplitud (diferencia entre la temperatura mínima y la máxima). Para ello, es difícil medir
con un único termómetro, por lo que se dispone de termómetros de máxima y mínima; hoy en día se utilizan
los termógrafos, que son termómetros registradores, que facilitan la información de un modo gráfico.
Escalas termométricas.
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Existen diversas escalas termométricas, aunque el problema a la hora de plantear una de ellas se manifiesta
cuando debemos marcar la relación entre el aumento de temperatura y la dilatación lineal del elemento
químico que se tenga como referencia.
Hay que tener dos puntos de referencia a la hora de establecer la escala, son el punto de fusión del hielo y el
punto de ebullición del agua. Se utilizan 4 escalas termométricas:
La CENTÍGRADA es la utilizada en la mayoría de los países occidentales, a excepción de Gran Bretaña, y los
dos puntos se encuentran a los 0º C y a los 100º C, con lo que el termómetros de esta escala se divide en 100
partes iguales, que se llaman Grados Centígrados. Hay una variación de escala centígrada que se empareja con
la misma, es la de Celsius, siendo una centígrada pero al revés. Esta escala considera que los 100º Celsius se
produce la fusión del hielo y a los 0º la ebullición del agua.
La REAMUR se diferencia de la anterior en que la fusión del hielo se da a los 0º R y la ebullición del agua a
los 80º R; esto parece ser porque se toma como referencia las condiciones de dilatabilidad del alcohol.
La FAHRENHEIT es una escala utilizada fundamentalmente en el mundo anglosajón, que sitúa los puntos a
32º F y a 212º F. Significa que el termómetro se divide en 180 partes iguales o Grados Fahrenheit, que se
justifica porque parece ser que estos se reservaron para una temperatura de − 17 º C que observó D.G.
Fahrenheit en 1709 en su ciudad natal. Otra justificación es que a los 100º F son los equivalentes a la
temperatura media del cuerpo. Quizá la bondad de la escala radique en que al iniciarla en los 32º F se empleen
los números negativos en menor medida, facilitando así el cálculo de temperatura. Ninguna de estas
justificaciones explican de manera clara el origen de esta escala.
La KELVIN o escala absoluta es el resultado de añadir 273º a la escala centígrada y está dividida también en
100º K. Esto es porque los 0º K coinciden con los − 273º C, que es el cero absoluto, temperatura a la cual
todos los cuerpos pierden todo resto de calor. Esta escala se utiliza en cuestiones de termodinámica y
mediciones térmicas en la alta atmósfera.
La utilización de escala plantea problemas de reconversión por lo que se emplea las relaciones de
temperaturas.
Conceptos y datos básicos en relación con las temperaturas.
La temperatura media diaria se puede calcular de muchas formas pero, si se dispone de un solo termómetro, lo
normal es que se hagan tres mediciones al día, a las 07.00, 13.00 y a las 21.00 horas, porque está calculado
que con estas el grado de certeza es bastante elevado.
Como parámetros medios también se dispone de la temperatura media mensual, con las medias diarias de todo
el mes o la temperatura media anual, con las mediciones medias mensuales de todo el año. La temperatura
media de la serie normalmente se calcula con series de 30 años, ya que periodos más cortos no son muy
indicativos, esta cantidad es el mínimo para que la serie sea un fiel reflejo de lo medido.
Las extremas medias mensuales se realizan sacando por separado la media de las máximas y la medias de las
mínimas.
La oscilación diaria o la amplitud térmica diaria es la diferencia entre la temperatura máxima y la mínima
diaria; la amplitud térmica anual mide la diferencia entre la media del mes más cálido y la temperatura media
del mes más frío, mientas que la amplitud absoluta es la diferencia entre las extremas absolutas (temperatura
más fría y más cálida) del año o serie.
La temperatura puede representarse de dos maneras, bien de un modo gráfico o de un modo cartográfico.
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Gráficamente se realiza mediante un termograma, cuando va unido al gráfico de barras se denomina
climograma, que puede ser representado sólo con barras o con curvas.
También se pueden representar de modo cartográfico mediante el uso de unas líneas planteadas por Humboldt
que son las isotermas, líneas que unen puntos que ofrecen la misma temperatura. Al ser la temperatura un
elemento de clima, se ve bastante influenciado por la altitud, aparte de las isotermas reales que surgen por la
medición directa de la temperatura (independientemente a la altitud), existen las isotermas reducidas al nivel
del mar, que se emplean para descontar la influencia de la altitud y así calcular el valor de estas últimas. Para
ello se utiliza un valor, el gradiente térmico medio en la vertical, estimado en 0'65º C / 100 m., lo que significa
que cada 100 m que ganamos en altura, perdemos 0'65º C de temperatura.
Hablando se isotermas, hay que conocer una serie de líneas:
• Isoclías, líneas que unen los puntos que presentan similares fenómenos de helada.
• Isoteras, isotermas de la estación veraniega o del mes de julio.
• Isoquímenas, isotermas de la estación invernal o del mes de enero.
• Isotalantósicas, unen los puntos que representan la misma amplitud térmica anual.
• Isalotermas, líneas que presentan igual oscilación térmica diaria.
• Isanómalas, líneas que presentan idénticas anomalías térmicas, entendiendo que la anomalía 0 se
corresponde con una anomalía nula, es decir, la situación que refleja un valor medio de ese punto
igual al que le correspondería a este punto tener por su paralelo gráfico.
El análisis de un mapa de isanómalas permite comprobar cómo los litorales bañados influenciados por
corrientes frías de tipo upwelling registran anomalías térmicas negativas que serán positivas en el caso de
estar influenciadas por corrientes cálidas. Por ese motivo Valentia y la costa noruega presentan anomalías
positivas porque están influenciadas por un ramal de la Corriente del Golfo. Mientras que la costa sahariano
− mauritana o la costa chileno − peruana presentan anomalías negativas por influencia de corrientes frías
de tipo upwelling; la de Canarias y la de Humboldt respectivamente.
El Isograma de Troll presenta la evolución mensual de la temperatura media a diferentes horas del día, las
temperaturas se representan con unas líneas más o menos concéntricas, termoisopletas, que son isolíneas con
idéntica temperatura media en una determinada hora del día.
Factores de la temperatura.
El grado de calor − frío que pueda percibirse por medio de un termómetro es el resultado de una serie de
procesos concretos que se caracterizan por su complejidad y diversidad, y expresan los contrastes espaciales
que en lo referente a la temperatura resulta muy claro. La complejidad radica en que los elementos que
constituyen el clima no están separados, sino que aparecen combinados interactivamente en el aire. La
diversidad se caracteriza por ello, ya que se manifiesta en el contraste espacial que es aplicable al plano
horizontal y al vertical, y, en este, puede resultar paradójico que hablemos de una reducción de temperatura
a medida que se incrementa la altitud.
Esta paradoja se refleja en que la troposfera libre es más transparente y hace un papel filtro inferior a la
capa geográfica, los primeros 2000 − 3000 m. Esa distinta densidad del aire, con distinto contenido en vapor
de agua y anhídrido son el justificante último que determina ese diferente grado de transparencia de la masa
atmosférica, que justifica la citada paradoja.
También en la horizontal podemos hablar de contrastes espaciales y así, dentro de esta densidad, comprobar
que las temperaturas son más elevadas en los trópicos que en el ecuador. La razón que lo justifica es
necesario relacionarla con el correspondiente proceso de subsidencia subtropical.
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También podemos hablar de contrastes térmicos espaciales entre la tierra y el mar, que están justificados por
la inercia térmica de las aguas marinas. El calor específico del agua justifica la diferencia entre los climas
litorales y de interior, más continentalizados, debido a esa capacidad de almacenar calor y a la acción de
termostato del mar.
Balance térmico.
Resulta del balance entre los aportes de radiación directa y difusa procedente del sol, así como por los
procesos de irradiación de la atmósfera y las pérdidas que se producen en el planeta por fenómenos de
reflexión o irradiación. Se trata de un balance que establecemos en función de una serie de factores, los
primeros cósmicos y sobre todo los geográficos (altura del sol, relieve o la característica superficial de los
receptores) que se pudieran llamar intrínsecos. Habrá que añadir factores externos entre los que cabría
señalar las características de las masas de aire y las corrientes marinas.
La energía calorífica que alcanza la superficie terrestre y la atmosférica procede de la radiación solar,
puesto que la contribución que pudiera ofrecer el propio planeta por su calor interno, es decir, la energía
geotérmica, es prácticamente despreciable, por la pésima conductividad que ofrecen las rocas. En todo el
proceso es importante la acción de la atmósfera por su función de filtro atmosférico, de tal forma que solo
una pequeña parte de la radiación solar que choca con las capas altas de atmósfera llega a las capas más
inferiores, el suelo. De la radiación que atraviesa la atmósfera, un porcentaje pequeño es absorbido por el
ozono (O3), por el anhídrido carbónico y el vapor de agua, de tal modo que la atmósfera sería transparente
si estos no existieran.
Es singular la acción desempeñada por el vapor de agua, que absorbe 6 veces más calor que el resto de la
masa gaseosa, al tiempo que este regula los intercambios térmicos que se operan entre la superficie y la
atmósfera.
Podemos estimar que aproximadamente el 40% de la radiación solar que llega a la atmósfera es reflejada
por ella y las nubes, aunque, en parte, algo de ese porcentaje pueda recuperarse por la radiación difusa.
Aproximadamente un 43% de radiación es la que alcanza el suelo, cantidad que se refleja o se almacena en
una proporción variable según la naturaleza de la superficie receptora.
El proceso de radiación sobre una superficie normal (en un ángulo de 90º) a los rayos solares que alcanzan
la Tierra en el límite de la atmósfera equivale al valor de 2 cal. / cm2 / min. llamando al mismo constante
solar. Una constante esta que está sujeta a variaciones de suministro de la propia energía solar, aunque
específicamente también está sujeta a la excentricidad de la órbita terrestre en torno al sol. Por supuesto, esa
facción de constante solar es fruto, no sólo de factores planetarios que justifican la individualización de
zonas térmicas en el planeta, sino también a la acción de factores geográficos que determinan, por ejemplo,
un máximo calor en lo trópicos y no en el ecuador.
Factores geográficos.
La altura del sol: Todos los puntos de la Tierra tienen la misma insolación teórica, así podemos estimar que
en el ecuador, donde se supone una igualdad entre el día y la noche, la insolación al cabo del año equivale a
4380 h (365 días x 12 h), mientras que en el punto diametralmente opuesto, que es el polo, hay un día y una
noche de 6 meses, por lo que también se da una insolación de 4380 h (365 / 2 x 24). Esa insolación teórica
hay que justificarla por la existencia de una insolación real, que está en función de otros parámetros que
alteran el valor de la insolación teórica.
• La nubosidad.
• La oblicuidad de los rayos solares, comparando los puntos del ecuador o polares, cuando realmente
tienen la misma insolación.
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Admitimos que ese ángulo de la altura del sol varía según unos determinados parámetros como son la latitud,
la diferencia entre las estaciones del año y la hora del día, ya que pierde oblicuidad a medida que nos
acercamos al mediodía.
Estas modificaciones son consecuencia de una serie de fenómenos geográficos como pueden ser la
esfericidad de la Tierra, la inclinación del eje terrestre y los movimientos de rotación y traslación de la
Tierra. Hemos de conocer que la altura del sol influye a través de un triple efecto:
• Apreciar que las pérdidas de radiación solar por procesos de reflexión aumentan con la oblicuidad de la
radiación, es decir, observamos una mayor o menor reflexión en función del ángulo de incidencia.
• La radiación se expande en función de la oblicuidad de los rayos solares y la Ley de Lambert nos dice que
la cantidad de radiación por unidad de superficie es proporcional al seno del ángulo de incidencia;
teniendo en consideración una serie de valores.
• La absorción de la radiación es mayor cuanto más potente sea la masa atmosférica atravesada; esto lo
pone en claro la llamada Ley de Bouguer, que establece la proporcionalidad inversa al seno del ángulo de
incidencia.
De todo ello podemos sacar varias consideraciones:
• La pérdidas por reflexión son mayores en la medida que lo sea la oblicuidad de los rayos solares. En
cualquier época del año la altura del sol en los polos es muy inferior a la que se da en el ecuador;
por ello las pérdidas por reflexión en estas latitudes polares son extremadamente altas.
• Según la Ley de Lambert la radiación por unidad de superficie en latitudes polares es inferior a la de
latitudes ecuatoriales.
• Según la Ley de Bouguer la trayectoria para atravesar la masa atmosférica en latitudes polares es
muy superior al recorrido que tuviera que hacer la radiación en latitudes ecuatoriales.
En latitudes ecuatoriales la radiación solar es distinta a la que acontece en latitudes polares, sobre todo en
cuestiones relacionadas con el relieve; influyendo éste por dos motivos fundamentalmente:
• Altura: Se aprecia una reducción de la temperatura a medida que ganamos altura, esa hipotética paradoja
queda solventada por la distinta transparencia de la masa de aire a la que habría que añadir el diferente
contenido de la masa atmosférica.
• Orientación: Marca un contraste claro entre las posiciones de solana y de umbría, contrastes perceptibles
sobre todo en la montaña.
Estos contrastes térmicos según la solana o la umbría son irrelevantes en ciertas latitudes (polares o
intertropicales), mientras sí que son importantes tanto en ámbitos subtropicales como en ámbitos templados.
En estos segundos ámbitos, a igualdad de pendientes, los rayos solares son más perpendiculares en la solana
que en la umbría. Sin embargo, en latitudes ecuatoriales donde la radiación solar siempre está cerca de la
perpendicular (90º en los equinoccios y 66º 23' en los solsticios), la distinción entre solana y umbría
prácticamente es nula, ya que ambas pendientes cambian de cara de una a otra estación. En latitudes polares
ocurre algo parecido pero por otra motivación; la duración del día polar hace desaparecer los contrastes, ya
que en momento determinado, la cara de solana está iluminada de 06.00 a 18.00 h., mientras que la umbría
lo está de 18.00 a 06.00 h., admitiendo que el día polar tiene una duración de 24 h.
Hay otros aspectos que hay que destacar, como es el contraste que se aprecia entre las vertientes entre la
orientaciones a levante o a poniente; generalmente se dice, sobre todo en zonas templadas, que es más
favorable la primera. Pedelaborde considera que parte del aporte calorífico del sol naciente se consume al
disipar las nieblas matutinas, por ello, y en contra de la opinión generalizada, Pedelaborde considera que
podría ser más favorable la orientación de poniente.
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Sin embargo, esta afirmación no puede generalizarse, por ejemplo en los climas ¿? Los grandes relieves
montañosos presentan un nivel de nieves perpetuas que se sitúan a unas cotas más bajas en las vertientes
occidentales (cara oeste que mira a la puesta de sol)) que en las vertientes orientales (cara este que mira la
salida del sol). Esta afirmación la justificamos porque los efectos termoconvectivos juegan un papel
prioritario después del mediodía, y con ello determinan un cierto efecto de parasol. Este efecto resta eficacia
a la insolación que deberían recibir las vertiente occidentales.
Otro factor independiente del relieve es la superficie receptora; es evidente que no todas las superficies
almacenan y reintegran calor por igual. Cada superficie tiene un poder de reflexión distinto (`onda corta') de
la radiación luminosa, así como tiene un poder de emisión distinto de lo que se llama el calor negro; teniendo
en cuenta que esta emisión de calor negro evoluciona en el mismo sentido que lo hace el albedo. De tal modo
que la nieve refleja un alto porcentaje de radiación luminosa y calienta el aire cuando luce el sol.
En concreto, una superficie sobre la que incide la radiación solar, viene definida por su calor específico, por
su albedo y por esta capacidad de transmisión de calor. Entendemos por albedo es porcentaje de radiación
luminosa reflejado por cualquier superficie (la nieve tiene un 85 % de albedo o un bosque el 5). Por otro
lado, se entiende el calor específico como las calorías necesarias para elevar 1º C la temperatura de 1 gr. de
una sustancia, cuanto más alto sea el calor específico, más lenta será la modificación térmica que esa
sustancia pueda provocar. El agua es el elemento que tiene un mayor calor específico, tarda más en
calentarse, pero también lo hace en enfriarse; de ahí la positiva acción de termostato que ejercen las aguas,
cuya inercia térmica justifica el desigual comportamiento que se aprecia entre las temperaturas del litoral y
las temperaturas del interior.
El agua en la atmósfera.
Es entendido como lluvia, humedad, precipitación o nube. El agua es un elemento complementario de la
temperatura, y cuando se habla del clima de una zona, no sólo se hace referencia a la temperatura, sino
también a otros parámetros como los comentados. El agua en la atmósfera es un factor de notable
importancia a la hora de justificar las condiciones climáticas de cualquier zona.
La importancia del vapor de agua en la atmósfera radica tanto en su presencia obligada en la mayor parte de
las precipitaciones (lluvia, granizo, nieve...), así como su singular participación en los intercambios térmico,
recordando que el agua puede hallarse en la atmósfera en los tres estados. Los cambios de estado lleva
implícito unas consecuencias de tipo meteorológico, que tienen su manifestación tanto en los distintos
hidrometeoros (lluvia, llovizna, pedrisco... ), como en una serie de procesos térmicos que acontecen en el
seno de la atmósfera de notable repercusión (procesos adiabáticos y pseudoadiabiáticos).
HUMEDAD.
Humedad en el aire: Hemos de distinguir dos conceptos diferenciados como son la humedad absoluta del aire
y la humedad relativa del aire:
• La humedad absoluta del aire es el peso de vapor de agua contenido en 1 m3 de aire, se trata de un
valor que se mide en gramos y que varía entre unos pocos centígramos (aire frío y seco en las masas
polares continentales como Siberia) hasta los 25 gr. que se pueden dar en las masas de aire
ecuatorial muy húmedas. Como ampliación de este concepto también hay que tener en cuenta la
humedad específica, que es el contenido en vapor de agua por cada Kgr. de aire húmedo, mientras
que la proporción de mezcla o relación de mezcla es esa misma idea pero por cada Kgr. de aire seco.
• La humedad relativa del aire, también grado higrométrico del aire o fracción de saturación, es la
relación entre la cantidad de vapor de agua que contiene el aire y la que precisaría tener para
quedar saturado a la temperatura de ese momento. Entendiendo que el estado de saturación se da
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cuando la masa ya no es capaz de absorber más vapor de agua.
Otros conceptos a tener en cuenta son la tensión de vapor, la tensión de saturación y el punto de rocío:
El concepto de tensión o presión de vapor se mide en mm o en milibares y hay que entenderlo como el peso de
vapor de agua contenido en una masa de aire por unidad de superficie, valores superiores a los 20 − 25 mb
son indicativos de una elevada carga higrométrico. Este es el caso del Mar Mediterráneo al finalizar el
verano y en los primeros meses de otoño, donde se puede alcanzar una tensión de vapor entre los 25 − 30 mb,
valor que justifica su actuación de cara a la aparición de precipitaciones de alta intensidad horaria
(torrenciales) propias de los otoños mediterráneos.
Otro concepto es el de la tensión de saturación que es el peso del vapor contenido en el aire, cuando este ya
se encuentra saturado. Y el concepto de punto de rocío es la temperatura a la que una masa de aire alcanza
su saturación, es decir, su condensación.
Cuanto mayor sea la temperatura del aire, mayor es la cantidad de vapor de agua que esa masa puede
contener, y asimismo la saturación se alcanza de formas diferentes, mediante el incremento del peso de vapor
de agua y enfriando dicha masa de aire.
La importancia de la humedad radica en:
• Disminuye la densidad del aire de tal modo que, a unos mismos valores de presión y temperatura, el
aire húmedo pesa menos que el aire seco.
• La humedad se puede considerar como una cinta transportadora de tal modo, que la energía
acumulada en forma de vapor de agua en el calor latente de la atmósfera, queda liberada a ella en el
momento en que se produce la condensación. Cuando una masa de aire llega al punto de rocío se
satura y se condensa en forma de nubes (cambio de estado que propicia una transferencia de energía
a la atmósfera).
El instrumental que se utiliza para medir la humedad son los higrómetros y los hay de muy diversos tipos: de
pesado, de compensación o de cabellos; sobre todo con el de compensación se mide la humedad absoluta y,
mediante unas tablas, permite estudiar también los niveles de humedad relativa. Los de cabello se basan en
los efectos que la humedad provoca en un filamento tan fino como un cabello (lo más apropiados, quizás por
su sensibilidad, son los de mujer rubia o las crines del caballo). La humedad altera ese cabello y se transmite
a una aguja que marca más o menos humedad. Incluso las bailarinas con vestido hecho de Cardina Arcaris y
la humedad hace que este cambie de color indicando la humedad.
En la actualidad hay unos instrumentos más especializados como son los higrógrafos o higrómetros
registradores, y la sofisticación máxima se realiza con aparatos más precisos como los Psicrómetros o los
Psicrónomos, que consiguen una caracterización absoluta y relativa. como la humedad es la función inversa
a la insolación, también se puede medir esta midiendo la evaporación con los evaporímetros, como función
inversa a la humedad absoluta.
PRECIPITACIÓN.
Las precipitaciones no llevan implícito la existencia de nubes, ya que hay ciertos fenómenos que no necesitan
de estas, como por ejemplo el relente o `sereno' que se produce por un enfriamiento nocturno o irradiación
nocturna y por un proceso de condensación ambiental. Tampoco se dan en los procesos de punto de rocío,
entendiéndolos como un fenómeno de condensación de vapor de agua sobre superficies que ofrecen una
temperaturas próximas a la saturación, es decir, que tengan unas temperaturas cercanas al punto de rocío
(humedad atmosférica). Al igual que los fenómenos de condensación horizontal como consecuencia de los
vientos alisios, que justifican la aparición de un tipo concreto de vegetación como es la Laurisilva
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(Canarias).
La precipitación se entiende como el fenómeno de caída de agua de las nubes en forma líquida o sólida. La
nube es una formación compleja de cristales microscópicos de hielo o, en su defecto, de pequeñas gotas que
están en suspensión, cayendo con un movimiento uniforme, pero su tamaño es insuficiente para superar el
nivel de oposición que ofrece la nube, por lo tanto, su velocidad de caída es inferior por la propia oposición
del aire.
Stockes (s. XIX) proporcionó una fórmula para realizar una estimación de la velocidad de caída del agua,
relacionando éste con el radio de la gota v = 1'3 x r 2 x 106 (r = cm), en el momento que se incremente el
radio se incrementa la velocidad de caída.
Son varias las teorías que hacen referencia a la formación de la lluvia, pero los más importantes son los
procesos de condensación por enfriamiento del vapor de agua, de tal modo, que la coalescencia de las
diferentes gotitas de agua hace que se incremente el radio, y con ello aumente la velocidad y,
consiguientemente, se produzca la caída.
El vapor de agua se puede saturar por enfriamiento, de tal modo, que el enfriamiento de una masa de aire
conduce al grado de saturación, pero, a veces, en este proceso también intervienen otros elementos extraños
al proceso. Estos elementos son los núcleos de condensación, entendida como pequeñas partículas en
suspensión, que, normalmente, proceden de los procesos de combustión urbanos o industriales y que son
pieza clave en este proceso. Similar función desempeñan, en ciertos ambientes, las arenas del desierto que, en
muchos casos, actúan como verdaderos núcleos de condensación (de otro modo no se puede explicar que
llueva barro).
Los tipos de precipitación son:
• Lluvia: gotas de agua de una diámetro superior a 0'5 mm que caen perpendicularmente, mientras que
la llovizna es cuando la gota tiene un diámetro inferior y parecen que estén flotando en el ambiente.
• Nieve: agua helada que cae en forma de cristales hexagonales y estrellados; este fenómeno se
produce cuando una penetración de aire frío se sitúa entre la nube y el suelo. La nieve granulada o
granizo blando son granos blandos (2 − 5 mm), frágiles, compresibles y es un fenómeno que suele
acontecer antes de la nevada.
• Granizo: es un núcleo de nieve granulada que está envuelto superficialmente por una capa de hielo,
no son frágiles ni compresibles y para su formación se requiere la existencia de numerosas nubes de
desarrollo vertical, de 8 − 9000 m. de altura (cerca de la Tropopausa). El pedrisco es como el
granizo pero con un diámetro superior a los 5 mm.
Un fenómeno que se da en situaciones invernales, son las nieblas, gotas muy pequeñas de agua, que parecen
ir flotando junto a la superficie de la Tierra.
Cuando se realiza un parte se habla de mm o l / m2, que es exactamente lo mismo.
V = s . h; V = 1m2 x 0'001 m = 0'001m3 =
1 dm3 = 1000 cm2 ó cc. Por lo tanto:
1000 cc = 1 litro.
Las precipitaciones se miden con el pluviómetro, el más conocido es el Hellman, que se trata de un cilindro,
con una boca de 200 cm2 de superficie, que, en muchos casos, también lleva un sistema para que el agua se
recoja en un recipiente, evitando así la evaporación
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Un concepto es el de precipitación anual, entendiéndolo como la precipitación recogida en un año; otro es la
precipitación media anual, es decir, la media de una determinada serie, mientras que el concepto de
precipitación mensual media proporciona datos medios mensuales fundamentales a la hora de plasmarlo en
un gráfico. También se puede emplear una cartografía para medir las precipitaciones mediante las Isoyetas,
que son las líneas que presentan la misma precipitación.
Alicante 1950 − 1979:
1950 − 228'9 1960 − 310'5 1970 − 293'7
51 − 472'6 61 − 168'3 71 − 623'2
52 − 253'0 62 − 491'0 72 − 506'3
53 − 385'7 63 − 365'1 73 − 287'8
54 − 324'8 64 − 279'2 74 − 383'8
55 − 204'8 65 − 311'8 75 − 325'6
56 − 320'6 66 − 297'1 76 − 378'1
57 − 370'8 67 − 292'4 77 − 307'2
58 − 302'9 68 − 345'9 78 − 274'1
59 − 611'9 69 − 389'8 79 − 325
• Calcular la media = 347'73
• Calcular la oscilación o recorrido de la serie (año de máxima − año de mínima)
R = Mx − Mn; R = 623'2 − 168'3 = 454'9
• Calcular el coeficiente de irregularidad (relación entre año máxima y el año mínima)
C = Mx / Mn; C = 623'2 / 168'3 = 3'7. Cuanto más se aleje una serie del valor 1 significa que estamos ante
precipitaciones de gran irregularidad, situación bastante frecuente en ámbitos mediterráneos, que presentan
unas precipitaciones irregulares.
Estudio de frecuencia:
0'1 − 100
01 − 200
201 − 300
301 − 400
401 − 500
501 − 600
Más de 600
Nº
−
1
9
15
2
1
2
%
−
3'3 %
30 %
50 %
6'6 %
3'3 %
6'6 %
Valor modal, la media está también dentro de este.
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La Nubosidad total es la parte de bóveda celeste cubierta de nubes, expresada en fracciones de la misma. Se
trata de un sistema de observación humano, por lo tanto subjetivo, ya que es un meteorólogo el que establece
estas fracciones. Tradicionalmente se han tomado unos valore, los comprendidos entre 0 y 10, pero desde
1950, el Convenio Meteorológico Internacional, determinó la posibilidad de utilizar 9 valores conocidos con
el término de octas; siendo el primer valor con el cielo totalmente despejado.
La nubosidad parcial se realiza mediante una estimación de las nubes de cada clase, que integran la bóveda
y que en su conjunto forman la nubosidad total. También se dan unas líneas que unen los puntos de igual
nubosidad media, que son las Isonefas.
Un concepto contrario a la nubosidad es la insolación, que hace referencia a las horas que ha brillado el sol.
El valor que se utiliza en meteorología es la fracción de insolación, relación de las horas que ha lucido el sol
y las horas que debería haberlo hecho en caso de no haber nubosidad (Fi = horas sol / horas reales).
La insolación se puede medir mediante los Heliógrafos, siendo el más conocido los de Campbell − Stockes,
que consiste en una bola de cristal que tiene en su interior unas cartulinas que hacen de cristales de aumento
y, cuando el sol penetra las va quemando en función de su comportamiento. Otro es el heliofanógrafo de
Jordan, que consiste en 2 cámaras fotográficas con película y objetivos abiertos y cada una enfocada a un
punto, de manera que el sol va velando la película conforme se dirige de E a O. También se utilizan los
solarígrafos, que, empleando células fotoeléctricas, permiten estudiar el tiempo o intensidad de la insolación.
Nieblas y nubes.
La niebla es un fenómeno atmosférico por el que en la atmósfera aparecen unos núcleos formados por
pequeñas gotas de agua, que parecen planear en la cercanía del suelo, ocasionando una intensa difusión de
la luz.
Las nubes son formaciones de gotas de agua de mayor tamaño que adoptan formas y características que,
según la Organización Meteorológica Mundial, podemos englobar en 10 géneros, atendiendo a la altura de
las mimas, a la forma y a sus características. Observando el sistema nuboso relacionado con los frentes fríos
y cálidos podemos ajustar los 10 géneros:
• Nubes altas:
♦ Los cirros (CI) son nubes aisladas de aspecto sedoso que aparecen en lo más alto de la
bóveda (entre los 6 y los 10.000 m) y aparecen en forma de pluma o pincelada de color
blanco. Están formadas por cristales de hielo que, apenas permiten el brillo del sol y que dan
la sensación de que el sol está brillando, pero generando un fenómeno de halo. Las
tonalidades suelen ser blanquecinas, salvo los momentos del amanecer y puesta de sol, en los
que estos tonos se vuelven rosáceos o rojizos.
♦ Los cirroestratos son cirros pero acumulados en mantos, más unidos y con un colorido
similar, y donde los fenómenos de halo también están presentes.
♦ Los Cirrocúmulos (CICU) son empedrados de nubes más globulares.
• Nubes medias: entre los 6000 y los 2000 m.
♦ Los altocúmulos son nubes compuestas por gotas de agua, aunque si las temperaturas son
bajas pueden dar lugar a cristales de hielo y protagonizar fenómenos de halo.
♦ Altoestratos, su presencia coincide con un oscurecimiento del cielo, y suelen acompañarse
con lluvia o nieve y en ellos, parece coexistir las gotas de agua y cristales de hielo. El sol
aparece deslustrado, y en algunos casos la lluvia o nieve que puede desprenderse es tan alta
que no llega al suelo, porque se evapora antes y, al condensarse de nuevo, origina estratos.
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• Nubes bajas:
♦ Los numboestratos son nubes espesas, sombrías y amorfas, que velan por entero el brillo del
sol y originan lluvias y nevadas.
♦ Los estratos son nubes muy pegadas al suelo que dificultan la visibilidad, sin llegar a se
niebla.
♦ Los cúmulos (CU) de buen tiempo son nubes algodonadas o cúmulos de tormenta, que
preceden a los poderosos sistemas nubosos.
Son los cumulonimbos que se salen de la clasificación y que se muestran como nubes de desarrollo vertical,
son torreones nubosos que muestran en su cima una estructura cirrosa, con forma de yunque y que son los
causantes de aguaceros y nevadas, a veces muy profundas, siendo los acompañantes fijos de frentes fríos.
PRESIÓN ATMOSFÉRICA.
Su concepto es ineludible en cualquier previsión, entendiéndola como el peso de la columna de aire existente
en el lugar donde se hace la previsión. Como tal, el parámetro era ignorado por los científicos, incluso hasta
el punto de que en la antigüedad clásica se pensaba que el aire no pesaba; Aristóteles pensaba que una
vejiga llena de aire pesa igual que vacía, ya que desconocía el principio de Arquímedes (todo cuerpo
sumergido en un fluido, pierde una parte de su peso igual al volumen de fluido desalojado.
La existencia de la presión se demuestra a mitad del s. XVII, cuando Galileo aprecia la diferencia de peso
que presenta un globo de cristal, en el que previamente había practicado el vacío, con el mismo globo, lleno
de aire. Con ella llega a una precisión que le permite afina un valor de 1'293 gr. / l, lo que nos lleva al
concepto de presión.
El experimento de Galileo fue corroborado por dos discípulos, Torricelli y Vivianni; ambos, sobre todo el
primero, demuestran que el peso del aire equilibra una columna de mercurio de 76 cm de alto y 1 cm2 de
sección. Dicho experimento se basa en un tubo de 1 m de alto de mercurio sobre un recipiente, éste se fue
vaciando hasta los 76 cm, por lo que el empuje del mercurio en el tubo es el mismo que el del aire sobre el
resto del recipiente.
Si la densidad del mercurio es de 13'6 gr / cm3, podemos hacer la siguiente reflexión.
1 cm3 Hg −−−−−−−−−−−−−−−− 13'6 gr
76 cm3 Hg −−−−−−−−−−−−−− x
x = 1033 gr = 1 atmósfera de peso.
V = s x h; v = 1 cm2 x 76 cm
Estos 1033 gr. es el peso de la columna de aire sobre 1 cm2, valor que, comúnmente, llamamos atmósfera.
A mediados del s. XVII, concretamente en 1648, Pascal y sus discípulos observaron que la presión variaba
con la altura, pero no se trata de una variación regular, puesto que el aire es un elemento compresible y se
encuentra más concentrado en superficie que en altura, donde la masa de aire está más dilatada.
Admitiendo la experiencia de Torricelli y Vivianni, así como las indicaciones de Pascal, podemos observar,
que si admitimos que la superficie del cráneo humano tiene por término nuevo 270 cm2, que cada uno de
nosotros estamos soportando un peso de 280 kg. en nuestras cabeza. Este peso se encuentra compensado por
el principio de Pascal, que nos recuerda que la presión se transmite por igual en todas las direcciones. En
este proceso de compensación, desempeña un papel fundamental el hecho de que la presión interna de la
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sangre y otros humores de organismo humano contribuyen en gran medida a esa compensación.
Tradicionalmente, la unidad de medida de la presión hace referencia a la altura de la columna de mercurio,
con una presión de 76 cm3; por lo tanto, se está utilizando una unidad de longitud para medir la presión.
Este es uno de los inconvenientes que calibró el Convenio Barométrico Internacional, que observó que se
estaba expresando una fuerza por unidades lineales (mm ó cm). Al mismo tiempo, este convenio, aprecia que
se producen variaciones en el peso de esa columna de mercurio, según sea la temperatura y la gravedad del
lugar. La solución del Convenio Barométrico es establecer las llamadas condiciones normales de la columna
de mercurio, con una temperatura ambiental de 0º C y una gravedad de 980 cm / seg2, denominando Torr al
mm de mercurio medido en esas condiciones.
En segundo lugar, para obviar este inconveniente, el Convenio Barométrico Internacional propuso la
utilización de una unidad específica para medir la presión, que es el Baria, que equivale a una Dina por cm2
(Baria = Dina / cm2), sabiendo que la Dina es la fuerza necesaria para comunicar a 1 gr. la aceleración de 1
cm / seg2.
Poco tiempo después un eminente meteorólogo sueco, Bjerkness, utiliza el Bar, que equivale a 1.000.000 de
dinas / cm2, y el milibar, que equivale a 1.000 de dinas / cm2, como unidades para medir la presión.
Tomando como referencia la superficie (S) del tubo de Torricelli, que equivale a 1 cm2, y si P = F / S, P = F;
y si F = m · a, y a = g y, sabiendo que m = v · d y que v = s · h; llegamos a F = s · h · d · g. F = 1 cm2 · 76 cm
· 13'6 gr / cm3 · 980 cm / seg2; F = 1.012.928 gr · cm / seg2. Sabemos que P = F / S, por lo que, P =
1.012.928 dinas / cm2 barias; por lo tanto P = 1'012 Bares ó P = 1012 mb.
Así se ha reconvertido la presión de 760 mm, medidos en unidades de longitud, en unidades propias de la
presión, es decir, en bares y milibares; que fueron admitidas por el Convenio Barométrico Internacional.
La representación y medición de la presión.
El instrumento para medir la presión es el barómetro de mercurio, que ajusta al experimento realizado por
Torricelli. También existen otros barómetros que son los barómetros aneroides, cuya base de funcionamiento
es una caja circular en la que se ha practicado el vacío, en su seno se coloca un resorte que ante cualquier
cambio en los niveles de presión, provoca un cambio en la aguja medidora. El inconveniente es que hay que
ajustarlo con frecuencia. Otro instrumento son los barógrafos, que son barómetros registradores, con una
cinta que aparece un gráfico con el comportamiento de la presión.
Desde el punto de vista cartográfico, se representa mediante el uso de unas líneas como las isobaras, que
unen puntos que ofrecen igual presión, suelen trazarse con un intervalo de 4 mb y así lograr la
representación de unos individuos isobáricos de alta y baja presión.
VIENTO.
El viento es el aire en movimiento. Interesa saber de donde viene (dirección) y su fuerza (velocidad).
La dirección del viento se mide, fundamentalmente, con las veletas, que son sencillas y de doble pala, y en las
autopistas se hace con las mangas catavientos; tanto unas como otras, indican el sitio de donde procede el
viento. Esto se puede llevar a una mínima representación y da lugar a la Rosa de los Vientos, que
normalmente marca 4 direcciones prioritarias (N, S, E y O) y 4 secundarias (NE, SE, SW y NW), pudiendo
representare otras como NNW ó SSE. También es frecuente recurrir a los cuadrantes (I, II, III ó IV).
En el ámbito de la Comunidad Valenciana, hay una serie de denominaciones que son de uso común:
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Tramontana (N), Migiorn (S), Llevant (E), Ponent (W), Gregal (NE), Xaloc (SE), Mestral (NW) y Llebeig
(SW).
Otros vientos a nivel peninsular son los vientos que soplan con dirección NW en el Cantábrico, llamados
Galernas, los del valle del Ebro, donde sopla el Cierzo también de NW o en Extremadura con los Abregos
(SW), que suelen ser húmedos..
El aspecto que interesa es la velocidad, que se mide con los anemómetros, de los que existen dos tipos
fundamentalmente, como son el de molinete y el de Robinson. Cuando estos realizan una gráfica sobre el
comportamiento de viento son anemógrafos, como el de Robinson.
La velocidad del viento se mide de muy diversas maneras, con m / s o Km / h, o cuando se utilizan térmicos
náuticos se habla de nudo, que equivale a una milla / h, aunque otras veces se usan millas terrestres. Si que
es común utilizar la escala de la fuerza, que se mide en unidades de 0 a 12.
A mediados del s. XIX, en 1805, Boufort proporcionó una escala en los cuadernos de Bitácora de la época, ya
que el conocimiento sobre esto es muy importante, porque la navegación era a vela. Esta escala ofrece unas
descripciones relativas al viento muy curiosas.
En la atmósfera existe un ambiente con temperaturas diferentes entre unos puntos y otros, estas diferencias
que se aprecian es la energía necesaria para que el aire se mueva, produciéndose una transformación de
energía calorífica en energía cinética que genera el viento.
El origen del viento hay que buscarlo en el contacto entre una masa de aire cálido, con una temperatura más
elevada y menos presión, y una masa de aire frío, con más presión. Por lo tanto el viento se genera por la
circulación desde el anticiclón al ciclón. En el anticiclón hay más presión y parece que sobre el aire, son
centros emisores de viento, de divergencia de vientos, mientras que los ciclones son centros de convergencia
o de atracción de vientos.
La velocidad del viento dependerá de la diferencia de presión entre los anticiclones y los ciclones y,
fundamentalmente, de la mayor o menor proximidad isobárica que se da en el seno de los individuos
isobáricos o centros de acción. Atendiendo a esa idea podemos hablar de una mayor o menor pendiente
barométrica, también entendida como gradiente barométrico, que es la fuerza neta que actúa por unidad de
volumen del aire. Se puede calcular mediante la diferencia de presión entre A y B en mm, partida por la
distancia que los separa en grados de meridiano. A esa pendiente barométrica también le llamamos fuerza
impulsora, ya que impulsa la masa de aire que da origen a un viento de una determinada fuerza
GB = PA − PB (en mm) / d (en º meridiano)
Tenemos un cilindro con dos émbolos de superficie S y separado por una distancia L y dentro de un volumen
de aire.
Teniendo en cuenta la primera ley de Newton, al actuar una fuerza sobre una masa de aire, esta masa de aire
cambia su estado de reposo o movimiento, sino aparece una fuerza que contrasta a la primera.
Si FA = FB reposo
Si FA > FB movimiento con fuerza FA − FB (fuerza neta).
La fuerza neta por unidad de volumen es FA − FB / s · l.
Si P = F / S; F = P · S, por lo que es igual a (PA · S) − (PB · S) / s · l; S (PA − PB) / s · l; se eliminan ambas
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`s'; por lo que PA − PB / l (=d); que equivale a la fórmula de GB.
Cuanto mayor es la pendiente, mayor es la fuerza del viento, por lo que el gradiente o pendiente barométrico
es el justificante de la mayor o menor fuerza del viento.
Si admitimos que el viento es la compensación entre altas y bajas, su dirección dependerá de la posición de
ambos puntos, pero también depende del desvío de Coriolis.
La dirección del viento.
Si admitimos que el viento es un fenómeno de compensación entre áreas de alta presión y áreas de baja
presión, debemos conocer que, a la hora de determinar la dirección del viento, es elemento prioritario el
tener un conocimiento exacto de la localización de altas presiones (anticiclones) y bajas presiones (ciclones).
En este aspecto debemos tomar en consideración el efecto de rotación terrestre, es decir, la fuerza de
Coriolis; ésta la consideramos como fuerza impulsora del viento, y decimos que se trata de la fuerza
perturbadora (que provoca desvío).
De tal modo que si no existiera el movimiento de rotación, y por tanto Coriolis, los vientos seguirían la
dirección marcada por el gradiente, es decir, desde A hasta B, perpendicularmente a las isobaras. Pero el
movimiento de rotación existe y, consiguientemente, provoca un acción desviadora o desvío de Coriolis, que
afecta a las corrientes o flujos de aire.
Esta dirección o desvío viene determinada por la Ley de Farrel, que nos dice que cualquier fluido que se
mueva horizontalmente en el Hemisferio Norte tiende a ser desviado hacia la derecha de su trayectoria,
mientras que en el Hemisferio Sur la incurvación es hacia la izquierda. La comprobación de tal hecho la
podemos demostrar con la imposibilidad de trazar una línea recta sobre un disco que gira; la razón es
debida:
• En ese disco la velocidad angular es la misma en cualquier punto del mismo.
• La velocidad lineal, en el seno de ese disco, no es la misma porque el radio de trazo aumenta de
dentro a fuera.
De tal modo que si funcionando ese disco, se intentase hacer una traza entre A y C, se uniría A y B. Si el trazo
materializado se hace a velocidad uniforma, los sucesivos puntos de la teórica recta van quedando cada vez
más atrasados; en vez de una recta A − C, se ha trazado una curva A − B. Lo mismo ocurre con la Tierra.
Como consecuencia de la acción del gradiente como fuerza impulsora y la acción de Coriolis como fuerza
perturbadora, se generan una serie de consecuencias sobre el viento, que se pueden reducir a:
• El viento en dirección normal, caso de existir el desvío comentado, debería ir justo desde el anticiclón
hasta el ciclón, perpendicularmente a las isobaras.
• La acción de Coriolis, que es constante, provoca un desvío en ese flujo tendente a darle al mismo una
dirección sensiblemente paralela a las isobaras.
• La acción de rozamiento o de fricción del flujo con el suelo hace contrarrestar la disposición paralela
comentada en el caso anterior, confiriendo al flujo una dirección oblicua a las isobaras; dirección que se
puede estimar entre los 25º y 40º C.
• Los vientos próximos al ecuador no son desviados de ese modo, porque en el ecuador la fuerza de Coriolis
es nula.
• En el Hemisferio Norte los vientos se mueven en anticiclón en sentido de las agujas del reloj y hacia fuera
(centro divergente o emisor de vientos). Mientras que en el ciclón los vientos se mueven contrarios a las
agujas del reloj y hacia adentro (centro receptor de convergencia). En el Hemisferio es totalmente a la
inversa
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• En altura, donde nos existe esa fuerza perturbadora de fricción o rozamiento con el suelo, los vientos
adoptan una disposición paralela a las isobaras. Se habla de vientos geostróficos, que la única acción
desviadora que padecen es la provocada por la fuerza perturbadora de Coriolis.
La representación de los vientos, tanto referente a la dirección y a la velocidad, se realiza con la Rosa de
frecuencia de los vientos, donde se puede realizar una representación simultánea en la que se conjugan la
frecuencia de rumbos con las velocidades
TEMA 6: LA ATMÓSFERA.
La atmósfera se puede definir como la capa gaseosa que envuelve la Tierra, donde se da una mezcla de gases
que no reaccionan entre sí, podemos separarles, aparecen sueltos. Estos elementos (moléculas) y
componentes de la atmósfera no se escapan porque la atracción de la gravedad desempeña una acción
atractoria, por lo que los elementos aparecen pegados.
Se hace bastante difícil precisar los límites de la atmósfera; las aproximaciones científicas a este problema
hay que hacer referencia a las consideraciones de Stornes que, estudiando las auroras boreales, pudo
comprobar su existencia hasta una altura de 1200 km, con lo que estaba demostrando que existía atmósfera a
esa altura; porque sin ella no funcionan las auroras boreales o es prácticamente imposible. Actualmente, el
empleo de los satélites artificiales ha permitido postular la existencia de la llamada zona de Van Allen, a
unos 22.000 km sobre la superficie terrestre. Parece que los adelantos científicos han descubierto una
transición hacia el espacio interplanetario en el que se puede hablar de una cierta disipación de la masa
atmosférica a unos 50.000 km; zona esta que se conoce como exosfera (más allá de la atmósfera), donde la
masa atmosférica ha desaparecido en su totalidad.
¿Qué es masa atmosférica? Está constituida por elementos gaseosos, no se distribuye homogéneamente a lo
largo de la atmósfera y suele concentrarse en las primeras capas de espesor de la atmósfera. Los primeros 5
km suponen el 50 % de la masa atmosférica, a los 10 km encontramos el 75 % y a los 30 km el 90 %. Sólo
queda una milésima parte de masa, lo que significa que está concentrada en los primeros kilómetros de
atmósfera.
La atmósfera se descubre durante la segunda mitad del s. XVIII, cuando fue concebida como una mezcla de
gases. Hasta entonces se tenía la creencia de que la atmósfera no era una mezcla como tal, sino que el aire
era un elemento simple, no formado por gases.
Los primeros avisos se los debemos a Sheel y Lavoisier (1774) quienes a través de un componente del aire
que cuantifica en una 75 % de nitrógeno y un 25 % de oxígeno, llegan a la conclusión que ¾ es nitrógeno y ¼
oxígeno. Poco después, en 1787, un investigador español, Martí Francés, llega a apreciar un contenido de
oxígeno de 21'5 % dentro de esa mezcla. Es a finales de s. XIX con Ramsey y Rasmleich, cuando se llega a
una caracterización dela aire en el que se habla de 78 % de nitrógeno, 21 de oxígeno y 1 % restante que
corresponde a elementos que no por su escaso porcentaje, dejan de desempeñar una función importante, son
gases nobles (helio o argón), CO2, hidrógeno, amoniaco, yodo y, por supuesto, el agua en cualquiera de sus
estados.
Aparte de los elementos, también se da la presencia de mezcla de impurezas, o partículas de polvo (humos o
microorganismos), es decir, el conjunto de elementos que firma el polvo atmosférico.
OXÍGENO (O2).
Elemento que formando parte del aire, consideramos necesario e indispensable para la respiración celular de
los seres vivos. Elemento que se repone en el aire mediante la acción de fotosíntesis, que tiene como misión
esta reposición del oxígeno, al tiempo que disocia CO2. Es un elemento activo, ya que combina fácilmente
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con otros elementos (oxidación).
OZONO (O3).
Es indispensable y necesario para la existencia de la vida en la Tierra; se encuentra muy poco a nivel del
suelo, mientras que la máxima concentración de O3 parece producirse aproximadamente a unos 30 km de
altura, en una capa que conocemos como ozonosfera.
Su fórmula nos permite definirlo químicamente como una forma alotrópica del oxígeno, ocasionada por el
bombardeo de molécula de oxígeno por átomos de oxígeno, en presencia de partículas catalizadoras de
nitrógeno.
Esa máxima concentración a los 30 km es debida a dos circunstancias.
• A esa altura existe la conjunción de ondas cortas (rayos solares) en suficiente proporción para posibilitar
la disgregación atómica del oxígeno molecular.
• A esa altura todavía existe la suficiente densidad de masa atmosférica que permite explicar la frecuencia
de choques (bombardeo).
Su función es importante y radica en la capacidad de absorción de las radiaciones ultravioletas gracias a la
ozonosfera, un escaso porcentaje de esas radiaciones ultravioletas puede alcanzar la superficie de la Tierra.
De no ser por ello, sus consecuencias serían letales para la vida del planeta, por lo que se da una importante
preocupación sobre la emisión a la atmósfera de gases perjudiciales que puedan suponer una merma en el
contenido de O3; como así parecen manifestarlo las observaciones que se dan sobre el agujero de la capa de
ozono en la vertical de la Antártica.
NITRÓGENO (N2).
Es el gas más abundante prácticamente hasta el comienzo de la ionosfera y se considera básico en la
nutrición del animal. Se fija en el suelo por las bacterias nitrificantes, es absorbido por las plantas y de estas
pasa a los animales en forma de proteínas vegetales.
ANHÍDRIDO CARBÓNICO (CO2).
Pese a que su porcentaje es muy pequeño en comparación con otros elementos, su importancia es notoria.
Procede de los procesos de respiración, de los procesos de combustión diversos que se producen, de la
superficie de la Tierra y de la descomposición de la materia orgánica. Es un elemento indispensable para las
plantas, gracias a la función clorofílica, ya que estas absorben CO2 y emiten O2.
El contenido de CO2 en la atmósfera no es homogéneo, varía en función de los distintos procesos biológicos,
sobre todo en el espacio y en el tiempo. Así en el espacio el contenido es superior en las ciudades, donde,
hipotéticamente hay unos índices de contaminación superior, relacionados con la combustión de los
vehículos, como por los distintos procesos de combustión (calefacción, casas...). También varía en el tiempo,
siendo mayor durante la noche y los días nublados, puesto que la absorción de CO2 realizada por las plantas
necesita de luz solar para que el proceso se realice de forma óptima, ya que se necesita también de O2.
Internamente está relacionado con la superficie de la Tierra, ya que decrece con la altura (mayor cantidad de
CO2 en capas más próximas a la superficie).
AGUA (H2O).
Es importante en los cambios de estado, admitiendo estos como verdaderos procesos de regulación térmica
donde el agua desempeña una función importante ya que para pasar agua de estado líquido a gaseoso es
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necesario el consumo de una energía calorífica que es sustraída del aire (proceso de evaporación). Esa
energía permanece en la atmósfera es estado latente y se devuelve a la atmósfera cuando se pasa del estado
gaseoso al estado líquido (lluvia). La energía latente se devuelve a la atmósfera en el cambio contrario.
Los cambios de estado permiten una transferencia de energía térmica de unos lugares a otros; de tal modo
que podemos considerar a las masa nubosas como elementos transportadores de energía térmica.
POLVO ATMOSFÉRICO.
Interesa su análisis, no solamente porque impiden la visibilidad, sino porque en muchos casos, este polvillo
puede realizar funciones como núcleos de condensación.
(Londres en la Revolución Industrial −> `smog' = smoke + frog).
El polvo atmosférico procede de procesos de combustión, incendios forestales, áreas desérticas (ámbito
mediterráneo en Agosto recibe lluvias con aguas cargadas de limo procedente de los desiertos africanos) o
erupciones volcánicas. Contribuye también a esas tonalidades rojizas de algunos crepúsculos, que según los
estudios meteorológicos significa viento al día siguiente.
División de la atmósfera.
Gracias a las consideraciones del francés Teisserenc de Bort y del alemán Assmann se tuvo una primera idea
sobre la división de la atmósfera; en el sentido de diferenciar entre una capa (troposfera) y otra
(estratosfera).
La troposfera hay que interpretarla como la zona atmosférica que con la altura experimenta una cierta
reducción de temperatura, es donde se producen una serie de cambios que afectan a la superficie terrestre,
no sólo de temperatura sino también de presión; de ahí el término de troposfera (`tropos' = cambio).
Hemos de entenderla como la zona donde se generan y disipan las nubes por movimientos ascendentes y
descendientes del aire.
La estratosfera se creía, en esos momentos, que estaba formada por capas o estratos de distinta composición.
El perfeccionamiento en el campo de los sondeos o de los cohetes meteorológicos ha llevado, a partir de
mediados del s. XX, a tener un mejor conocimiento sobre la estructura térmica de la atmósfera y su división
en distintas partes. Así en los años 50 la Unión Geodésica y Geofísica Internacional llegó a una división más
completa de la atmósfera en la que se diferencian de abajo a arriba: troposfera − estratosfera inferior −
estratosfera superior (mesosfera) − termosfera (ionosfera) − espacio exterior a partir de la exosfera.
Las capas de la atmósfera.
TROPOSFERA.
Según el esquema, sería la capa en la que la temperatura y la presión decrecen con la altura. Hay que
significar que la evolución y el decrecimiento térmico a lo largo de la troposfera se muestra, sobre todo,
bastante variable en los primeros 2 ó 3 Km como consecuencia de la influencia que, a esa altitud, ejerce la
propia superficie terrestre, así como la incidencia, en estos niveles más bajos, de los diferentes meteoros.
Una vez superados los primeros 3.000 m se puede hablar de un descenso térmico más regular, que puede
estimarse en un valor medio de 0'65 % / 100 m, que comúnmente conocemos como gradiente estático térmico
medio de la atmósfera. Esta regularidad puede verse alterada por procesos de inversiones térmicas, que
hagan variar sensiblemente ese índice.
60
La troposfera abarca desde el nivel superficial hasta los que llamamos la tropopausa, entendida como una
discontinuidad que marca la separación entre la troposfera y la estratosfera. La altura de la tropopausa
varía según la latitud, también según la época del año y según las características de la masa de aire que la
afectan.
• Según la latitud podemos indicar que la tropopausa se sitúa a 7 − 8 Km de altura sobre los polos y a
unos 17 − 18 Km sobre el ecuador. La transición entre el nivel de la tropopausa polar y la
tropopausa ecuatorial no se produce progresivamente, sino que se realiza de un modo brusco, en
torno a los 30 − 40º N. Es el punto donde funcionan los vientos de gran velocidad en altura, que
desempeñan un papel importante en la explicación de la dinámica atmosférica, y que conocemos con
el nombre de `jet stream' o corriente del chorro.
• Según la época del año, el límite superior de la troposfera, es decir, el nivel de la tropopausa, se
encuentra más bajo en invierno que en verano, sobre todo si el área geográfica en la que está
realizando la medición muestra un clima excesivamente continentalizado, con contrastes térmicos
estacionales muy acusados.
• Según las masas de aire, cuando se habla de la altura de la tropopausa por encima de una masa de
aire tropical, esa altura es mayor que cuando se habla de tropopausa por encima de una masa de
aire polar.
Por esta variación de altitud comentada, se da un hecho que puede parecer paradójico, las temperaturas
mínimas de la tropopausa son más bajas en el ecuador que en los polos. En el ecuador se habla de − 80º C,
mientras que en los polos de − 50º C, ya que se pierde más temperatura cuanta mayor latitud hay.
La troposfera abarca el mayor porcentaje de masa atmosférica y se localiza todo el CO2 y el vapor de agua
de la atmósfera. De ahí que sea la troposfera, por el contenido de vapor de agua, el origen donde se inicia la
gran mayoría de los hidrometeoros.
Es una primera capa en contacto con la superficie que serían los primeros 2 ó 3 Km de altura, es una capa
geográfica o turbulenta, en donde la temperatura y los índices de humedad se muestran bastante variables, y
se llama capa geográfica porque se trata de la parte de la atmósfera que está más influenciada por la propia
superficie de la Tierra. Es la capa más afectada por problemas de polución y contaminación, de ahí que la
visión que se tiene desde el exterior, esta capa tiene una tonalidad más oscura.
Se le conoce por parte de los geógrafos alemanes con el nombre de Peplos (de ahí que se también se le
conozca como peplopausa como un espacio de transición entre la capa geográfica y la capa que hay por
encima, teóricamente más libre y limpia, como es la troposfera) o con el nombre de la couche sale (la capa
sucia) por los franceses. Otro nombre más científico es biosfera que llegaría hasta unos 5 Km, porque se
supone que es la altura en la que se puede encontrar algo de vida y donde hay pueblos con ciertas
condiciones de vida.
Es en el seno de la troposfera sonde acontecen la mayoría de hidrometeoros, por lo que el conocimiento de la
su estructura térmica es necesario, pudiendo llegar a explicar el origen de dichos hidrometeoros o explicar
los fenómenos de turbulencia que se dan en la capa.
ESTRATOSFERA INFERIOR.
Abarca desde la tropopausa hasta la estratopausa (± 40 Km). Analizando el comportamiento térmico de la
estratosfera se aprecia que es donde cesa el decrecimiento térmico, de ahí que también se le llame isoterma,
porque la temperatura no varía mucho.
A mayor altura (entre 30 − 35 Km) la temperatura empieza a aumentar y ya en la estratosfera superior
alcanza los 50º C, por influencia del proceso del ozono, es por ese motivo por el que a la capa que se
61
encuentra entre la estratosfera superior y la inferior se llame ozonosfera. Es ésta donde tienen lugar los
procesos de absorción de las radiaciones ultravioleta, proceso protagonizado por el ozono, que explica
totalmente el proceso de aumento térmico que allí se opera, al tiempo que es en esa zona donde se realiza una
selección selectiva de la radiación solar, que también contribuye al aumento de temperatura.
El término estratosfera parece ser poco adecuado en cuanto a su aplicación, existen débiles movimientos en
la vertical en el seno de la estratosfera al tiempo que los movimientos están también asignando una cierta
homogeneización de la masa gaseosa.
Se trata de una zona con poco vapor de agua y la humedad relativa, en el mejor de los casos, puede llegar al
20 − 25 %, de ahí que la formación de nubes sea muy rara.
MESOSFERA.
Se ubica entre la estratopausa y una discontinuidad llamada mesopausa (unos 80 Km de altura). Es la
estratosfera superior, caracterizada por ofrecer un aumento térmico acusado, relacionado con las
consideraciones de la ozonosfera, hasta, a partir de los 50 − 60 Km, marcar un descenso térmico bastante
acusado que puede llegar a alcanzar los 70 − 75º C bajo cero.
IONOSFERA.
También llamada termosfera, en la que después de una estrecha capa isoterma, se aprecia una aumento
exagerado que llega a alcanzar un valor próximo a los 1500º C a unos 500 Km de altura (lejos de dar la
sensación de calor, debemos conocer que por la ausencia de masa atmosférica, a esa altura la sensación es
totalmente la contraria, de inmenso frío).
La denominación de la ionosfera hay que justificarla por la existencia de partículas con carga eléctrica
(iones), que ha perdido los elementos comunes (N, O2, CO2...) y que continúa disponiendo de partículas que
forman iones, no moléculas. La cantidad de aire es mínima, pero si es suficiente para que puedan provocar la
inflamación de los meteoritos que entran en la atmósfera y al contacto con ella se inflaman, un ejemplo son
las estrellas fugaces.
Estimamos que a 50.000 Km de altura se abre el espacio interplanetario (exosfera).
La acción de la atmósfera.
Tres son las acciones que desempeña la atmósfera:
• Como filtro de la temperatura. La atmósfera filtra los rayos solares y retiene hasta un 57 % de su energía,
como apreciamos en el gráfico, representa una radiación solar (constante solar), entendida como la
radiación recibida por una superficie normal a los rayos solares (perpendicular) en el límite de la
atmósfera. Esta radiación, con un valor de 2 langleys (2 cal / cm2 / min), es un valor estimado porque la
radiación solar no es constante, debido a las variaciones que sufren las fuentes de suministro (sol) y por la
excentricidad de la órbita terrestre que, en su situación de afelio y perihelio, nos marca distancias
diferentes en relación al sol.
Del hipotético rayo que entra el 100 % a la atmósfera, el 40 % se pierde por reflexión al chocar con las
capas superiores de la atmósfera, aunque una pequeña parte de este porcentaje se recupera para las capas
inferiores de la atmósfera en forma de radiación difusa.
El 60 % restante alcanza la superficie, pero el 17 % es absorbido por la atmósfera, sobre todo en las capas
más bajas (más masa atmosférica), con lo que llega al suelo el 43 % del total de la radiación, del cual el 10
62
% es reflejado por la superficie del suelo. Por lo tanto, realmente sólo el 32 % llega al suelo de manera
efectiva.
Hemos de conocer que, por diversas razones de labor del filtro, no es uniforme en toda la superficie terrestre,
puesto que esta labor depende, en gran medida, no sólo del mayor o menor espesor de la capa, sino también
del contenido en vapor de agua; con lo que las consecuencias de tales hechos son obvias, si los rayos solares
son oblicuos, al atravesar más masa, se pierde mayor energía que los rayos perpendiculares o verticales. La
otra consecuencia es que el aire húmedo se muestra más opaco a los rayos que el aire fresco.
Es esa labor de filtro la que justifica el concepto de albedo, que es el porcentaje de radiación reflejado por la
superficie terrestre y que varía en función de las características de esa superficie. Algunas superficies tienen
un albedo muy alto (nieve: 85 %) y otras tienen un albedo muy bajo (bosque: 5 − 10 %).
• La radiación solar, al incidir sobre el suelo, genera una energía calorífica que, como consecuencia del
proceso de reflexión de la superficie, provoca un cierto recalentamiento de las capas inferiores del aire,
que facilita con ello un aumento. Por ello, esa radiación solar se traduce no sólo en un aumento de la
temperatura del suelo, sino también en un aumento térmico de la masa de aire en contacto con la tierra.
• La atmósfera es un factor amortiguador de las variaciones de temperatura que se producen en la superficie
terrestre, haciendo más lento el calentamiento y el enfriamiento. Por ello, se justifica plenamente que las
variaciones de temperatura sean más bruscas en la lata montaña por la existencia de menor atmósfera y se
aprecie una mayor variación térmica en los desiertos por la sequedad ambiental, que en los países más
húmedos. Ambas circunstancias se explican por la labor amortiguadora ejercida por la atmósfera.
La estructura térmica de la troposfera.
El conocimiento de la troposfera se hace necesario para explicar los fenómenos de turbulencia que acontecen
en la baja atmósfera, así como para conocer el origen y las características de los principales hidrometeoros.
El conocimiento de esa estructuras térmica nos va a llevar a un planteamiento dual en el que en un primer
momento abordaremos el análisis térmico del aire en calma, y en un segundo momento analizaremos la
temperatura del aire afectada por los movimientos verticales.
La temperatura del aire inmóvil. La temperatura de la troposfera disminuye con la altitud hasta los niveles de
la tropopausa, y ese descenso, sobre todo en lo que referente a las capas más altas de la tropopausa, se rige
de acuerdo con un gradiente medio definido como 0'65º C / 100 m (gradiente estático térmico medio). La
aplicación de ese valor permitiría trazar una curva de comportamiento térmico en el seno de la troposfera,
que se conoce con el nombre de curva de estado, curva que no siempre es recta, sino que, en la realidad,
muestra sensibles variaciones.
• Curva de estado: curva térmica que surge de la aplicación del gradiente estático térmico medio.
• Curva real: expresión real de lo que acontece en la atmósfera y no tiene porque coincidir con la
curva de estado. Manifiesta variaciones sensibles por la irregularidad atmosférica en la realidad.
Nos lleva a la consideración de que en la realidad la curva de estado presenta trazos irregulares provocados
por las inversiones térmica y la exageración del gradiente.
Rupturas de la curva de estado.
En la práctica, la curva de estado no ofrece la disposición regular que presenta cuando se le aplica ese
teórico gradiente estático térmico medio de valor 0'65º C / 100 m. La curva real, lejos de esa regularidad,
ofrece una serie de rupturas provocadas por las puntuales condiciones atmosféricas, la mayor parte de esas
se relacionan con procesos de inversión térmica o provocadas por una exageración de gradiente.
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• Inversión térmica, en la que podemos señalar tres modelos explicativos:
• Aquellas situaciones en las que una formación nubosa o brumosa situada a poca altura ejerce una labor de
pantalla con referencia a las capas de aire situadas por debajo, con lo que se puede intuir un cierto déficit
térmico en esas capas bajas sometidas a esa acción de pantalla, de cara a la radiación solar, mientras que
por encima de la formación nubosa, ese déficit no existe y se plantea, en esa zona, una ruptura de la curva.
• Al amanecer es bastante normal encontrarse con una situación en la que las capas de aire más bajas, en
contacto con el suelo, presentan una temperatura más fría que las capas directamente situadas por encima.
Ese mayor enfriamiento de las capas bajas está motivado por un proceso de irradiación nocturna, en la
que un papel clave lo juega el suelo, que en esas horas nocturnas, se enfría muy rápidamente,
transmitiendo ese frío a las capas más bajas en contacto con el suelo.
Se habla de inversión porque a escasa altura la temperatura es más baja que en las capas situadas por
encima, lejos de la influencia del proceso de irradiación.
• Frente de altitud se da cuando se produce el contacto entre dos masas de aire de origen diferente, de tal
domo que a una determinada altura se produce el contacto con una masa de aire más cálida que la de la
superficie, con lo que a ese nivel se puede hablar también de una ruptura por inversión térmica.
• Exageración del gradiente.
• Viene motivado por un sobrecalentamiento del suelo. Es una situación bastante frecuente en verano, que
explica ese recalentamiento del suelo y la transmisión de esa energía a las capas de la atmósfera. De tal
modo, que en esos caso, el intercambio de calor por convección y turbulencia no llegan a restablecer de
una forma rápida el gradiente normal, con lo que la curva que se dibuja, por su exageración, supone una
ruptura con la curva de estado.
• Por gota fría, que se produce cuando se ponen en contacto dos masas de aire de características distintas.
En este caso, cuando se da una penetración de aire frío en altura, supone el contacto y la ruptura de la
curva por un proceso de exageración de gradiente.
Aire que afecta a los movimientos verticales. Es el resultado de unos cambios de tipo térmico, porque la
temperatura del aire provoca movimientos verticales en la atmósfera; si el aire se recalienta, pesa menos y se
eleva, mientras que si el aire se enfría, pesa más y tiende a bajar. Son los movimientos subsidentes.
Pero en realidad, hay otra serie de causas que justifican los movimientos verticales:
• Cuando una masa de aire tiende a salvar un obstáculo montañoso, son las ascendencias orográficas.
• Algo similar ocurre cuando, en la costa, una masa de aire penetra hacia el continente, son las
ascendencias litorales.
• Choque entre masas de aire de apuestas direcciones a nivel superficial, son las ascendencias por
convergencia y el caso más significativo pudiera ser el CIT o FIT.
• El mismo choque de masas de aire, pero en altura, de modo que provoca un proceso de convergencia en
altura, es la subsidencia por convergencia.
• Ascendencias frontales que se dan en los movimientos en los que se produce el choque entre una masa de
aire cálido y una masa de aire frío.
Procesos adiabáticos.
Conocemos como variaciones térmicas adiabáticas a las modificaciones térmicas que se producen en el seno
se una masa de aire como consecuencia de los movimientos ascendentes o subsidentes a que pueda estar
sometida esa masa de aire. Son modificaciones que no suponen un intercambio con el medio ambiente.
Los gases que forman el aire tienen una energía interna (cinética) que depende de sus niveles de presión y
que determina su estado térmico; si un gas se comprime, asciende su temperatura, mientras que si se
expande, desciende de temperatura. Son modificaciones térmicas sin intercambio con el medio ambiente, de
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tal modo que la ascendencia de una masa de aire lleva implícito un cierto descenso de la presión y un
descenso de la temperatura. Por el contrario, un proceso de subsidencia lleva implícito un aumento de la
presión (compensación) y, consiguientemente, un ascenso de temperatura.
Si las masas de aire sufren procesos ascendentes o subsidentes muy rápidos su temperatura estará en función
de las modificaciones que se produzcan en su energía interna y no de las masas de aire que crucen, a ese
proceso lo llamamos proceso adiabático. Éste varía según la masa de aire sea seca o húmeda, así, en el seno
de aire seco, una ascendencia rápida de 100 m supone un enfriamiento de 1º C, mientras que una bajada
rápida supone un recalentamiento de 1º C. Hablamos en ese caso de un gradiente adiabático en aire seco que
tiene un valor de 1º C / 100 m.
Con masa de aire húmedo, si la ascendencia es suficiente y la humedad relativa de esa masa de aire alcanza
el 100 %, se produce la condensación de vapor de agua porque se ha superado el punto de rocío. Si continúa
el ascenso hay un cambio de estado y se produce una devolución de energía en la atmósfera de 0'5º C / 100
m, se trata en este caso del gradiente seudoadiabático (aire húmedo).
Teniendo en cuenta el valor de los gradientes y comparándolos con el gradiente estático de la atmósfera en
un momento determinado, podemos indicar que si el valor de ese gradiente estático térmico de la atmósfera
(el real) puede ser inferior o superior a la tasa de enfriamiento o calentamiento de una partícula de aire que
se desplaza a los largo de la vertical. Del análisis de la temperatura creada en esa situación y como
consecuencia de la diferente densidad que se puede dar en el seno de esa masa de aire, podrá resultar una
tendencia a estabilidad o a la inestabilidad.
En general, podemos afirmar que los gradientes estáticos térmicos débiles (inferiores al adiabático húmedo)
son señal de estabilidad absoluta, mientras que los gradientes superiores a la adiabática seca son señal de
inestabilidad absoluta, mientras que los valores comprendidos entre ambos adiabáticos indican estabilidad o
inestabilidad relativa o selectiva.
• Estabilidad absoluta: si el gradiente estático térmico en la vertical (el real) es suave e inferior a los
dos adiabáticos, cualquier partícula de aire que sufriera un movimiento ascendente se encontraría
rápidamente a una temperatura inferior al del medio ambiente envolvente y , por su densidad más
acusada, mostraría una tendencia a descender. Es el caso de las inversiones térmicas como modelo
clásico de estabilidad. Debemos admitir que un gradiente térmico suave bloquea los movimientos
verticales del aire, hablamos así de aire estable cuando ese aire ofrece resistencia al desarrollo de
movimientos verticales.
• Inestabilidad absoluta: si el gradiente estático térmico es alto, superior a 1, hablamos de
inestabilidad, porque cualquier burbuja de aire ascendente se enfría menos deprisa que el aire
envolvente; esa partícula más cálida y ligera que el aire envolvente continúa su movimiento
ascendente alejándose cada vez más de la posición de origen. Hablamos así de inestabilidad
absoluta, fenómeno bastante corriente en latitudes ecuatoriales, donde los procesos de convección
térmica justifican la frecuencia de nubes de desarrollo vertical. Debemos admitir que un fuerte
descenso térmico en la vertical (penetración de aire frío) acrecienta la inestabilidad atmosférica.
TEMA 7: LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
La formación de los individuos isobáricos.
La observación de la presión atmosférica al nivel del mar en puntos diferentes permite apreciar registros
diferentes, valores distintos, de ahí que podemos establecer una primera reflexión de que el aire no está en
equilibrio, no pesa igual, sino que vacía de unos lugares a otros, es decir, hay diferencias de presión de unos
puntos a otros de la superficie terrestre. Puede resultar interesante cartografiar esa diferencias, puesto que
mediante esa acción, se puede determinar los llamados campos de presión, pero como quiera que la presión
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disminuye con la altura, para cartografiar los campos de presión y poder establecer los consiguientes
análisis comparativos, hemos de realizar dos operaciones: a) reducir las medidas de presión a nivel del mar
y b) unir los puntos de igual presión con unas líneas que conocemos como isobaras.
En efecto. La agrupación de líneas isobáricas da origen a una serie de individuos isobáricos que, en algunos
casos, están definidos por isobaras cerradas y en otros por isobaras abiertas. Entre las primeras destacamos
las altas presiones, también llamadas anticiclones o máximas, que se dan en aquellos casos en lo que la
presión decrece desde el centro hacia el extremo del sistema, a esos elementos se les representa en los mapas
de tiempo con una letra A (alta presión) o bien con H, sobre todo aplicable al boletín europeo (high) o
utilizando el `+'. El segundo elemento son las bajas presiones, también llamadas centros ciclonales,
depresiones o mínimos, que se diferencian con los otros en que crecen desde el interior hacia el exterior y se
representan con la B (baja presión), con una L (low), con una D (en Francia) o con `−`.
En cuanto a las isobaras abiertas, sus individuos son un poco más complejos. Hemos de definir el individuo
isobárico conocido como talweg barométrico como un entrante de baja presión en una alta, cuando se
produce en superficie. Es frecuente hablar de una talweg barométrico que, en ciertos momentos del año,
apunta desde el norte de África hacia la Península Ibérica y que suele coincidir con penetraciones de aire
cálido en la península o con situaciones de ola de calor.
La penetración de una baja presión en una alta, pero en un mapa en altura (normalmente a 500 − 300 mb, es
decir, a unos 5560 − 9000 m), se denomina vaguada y está muy relacionada con los procesos de gota fría.
Se habla de seno de baja presión para referirse a unas bajas presiones relativas, cuando apreciamos en el
seno de un mapa que existe una baja presión pero no muy acusada, se suele identificar son una `B'. La misma
idea también es aplicable a las dorsales relativas, es decir, a las altas presiones relativas.
Una dorsal o cresta anticiclónica es una lengua anticiclónica en una depresión, a veces a estas dorsales,
cuando están muy marcadas, se les llama cuñas anticiclónicas.
El col (collado isobárico) se produce cuando se da una zona de baja presión comprendida entre dos altas
presiones, es un término que se utiliza como símil topográfico.
El pantano barométrico se da cuando el campo de presión se muestra muy tranquilo, con valores próximos al
normal (1012 mb) y con escaso gradiente de presión (pendiente barométrica muy atenuada).
Las dimensiones de los individuos isobáricos cerrados son muy variadas, se suelen medir sobre diámetros
máximos y así se puede hablar de anticiclones de 2000 a 6000 Km. Mientras que las bajas presiones suelen
ser menores, con diámetros inferiores, por ejemplo la depresión del Atlántico norte o Islandia, que puede
tener de 2000 a 3000 Km como máximo; las borrascas mediterráneas se sitúan entre unos 500 y 800 Km.
El campo de presión en altitud.
A veces, no sólo interesa para tener un conocimiento exacto del tiempo y conocer qué acontece en superficie,
sino que se hace necesario tener un conocimiento de la presión en altura. Se puede llegar al mismo utilizando
los datos proporcionados por los sondeos, con la particularidad deque, cuando se cartografía el campo de
presión en altitud, en lugar de isobaras, se utilizan isohipsas, entendidas como lugares geométricos de los
puntos que ofrecen la misma presión a una determinada altura.
Normalmente se trazan tres niveles de diferencia, el nivel o sondeo de 700 mb (3000 m de altura y aunque en
los mapas aparece en Dm), el nivel de los 500 mb (5560 m) y el nivel de 300 mb (9000 m).
Observando el gráfico y como quiera que la presión desciende con la altura, los sectores de menor presión se
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corresponden con las isohipsas de menor altitud, por lo que en el esquema se puede afirmar que en punto B
en superficie habrá más presión que en el punto A, que está más cerca de la superficie.
Los campos de presión, en general, cambian de aspecto, se desplazan, se modificam, aunque se les pueda
reconocer a lo largo de días, semanas e incluso de meses en los mapas de tiempo. Precisamente a esos
individuos isobárico, bien caracterizados tanto por su tamaño como por su duración, los vamos a conocer
como centros de acción, que pueden ser térmicos, mixtos o dinámicos.
Si admitimos que la densidad del aire es mayor en los primeros 5 Km, que la masa de aire de la troposfera es
mayor en los primeros kilómetros y que el aire frío pesa más que el aire cálido y observando la columna de
aire frío, podemos intuir que el comportamiento de éste ofrece una máxima concentración en los niveles más
cercanos a la superficie y una cierta dilatación en los niveles más altos. Esto nos permite hablar de centros
de acción térmicos y centros de acción mixtos.
La presión en superficie depende del peso del aire en las capas superiores, la densidad del aire parece
concentrarse en esas primeras capas y decrece rápidamente por encima de los 5 Km. de tal modo que el aire
frío aparece concentrado en las primeras capas de la troposfera. El valor barométrico es mayor en superficie
que en aire cálido.
Esa idea la justificamos porque el peso del aire varía en sentido inverso a la temperatura, de tal forma que es
más pesado el aire frío que el aire caliente. Asimismo hemos de conocer que la presión depende del peso y
que en un fluido se ejerce en todas las direcciones. De ahí que la presión en superficie sea más elevada en
aire frío que en aire cálido.
En altura, a mayor temperatura mayor presión y, consiguientemente, a menor temperatura menor presión. En
función de la distinta densidad del aire, que hace que la presión a esos niveles (en altura) decrezca más
rápidamente con el ascenso en aire frío que en aire cálido.
Tomado como referencia estas consideraciones, podemos establecer las diferencias entre centros de acción
térmicos y centros de acción mixtos.
Centros de acción térmicos.
Se vinculan a la existencia de una masa con características similares a lo largo de toda la columna. Se tratan
de centros de acción que, a nivel de presión, aparecen invertidos en altura, pudiéndose distinguir entre
anticiclones térmicos y depresiones o borrascas térmicas (también ciclones térmicos).
• Los anticiclones se originan cuando una masa de aire permanece estacionada durante un cierto tiempo
sobre una superficie marina o, fundamentalmente, continental lo suficientemente fría para transmitir el frío
de esos espacios continentales a las capas de aire en contacto con ellas. Se trata de transferencias térmicas
de carácter superficial que generan altas presiones muy poco potentes en altitud, aunque de gran potencia
barométrica. Se habla por ello de campos de presión de tipo pelicular. Este es el caso del Anticiclón
Centroeuropeo o el Rusosiberiano, que está influenciado en superficie por temperaturas de − 30 / − 40º C.
• Los ciclones están representados por las bajas presiones que, sobre todo, se sitúan en la Península del
Dekán (India). Se trata de centros de acción que se generan con columnas de aire cálido que, en superficie,
es sometido a un recalentamiento muy acusado que se manifiesta en unos procesos ascendentes profundos,
en un ambiente de acusada convección térmica. Circunstancias todas ellas que sirven para explicar la
presencia de una acusada baja superficial, que resulta invertida en altura.
Centros de acción mixtos.
La columna de aire no muestra homogeneidad, puesto que se aprecia una presencia de distinto
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comportamiento en superficie y el altura. Encontramos dos individuos perfectamente diferenciados:
• Los anticiclones mixtos presentan aire frío en superficie y aire cálido en altura, que fa lugar a un empuje a
lo largo de la columna, que muestra el mismo sentido. De tal modo que no se da la inversión barométrica
que se daba en los centros de acción térmicos, puesto que el aire frío en superficie supone una alta presión,
mientras que el aire cálido en altura también supone una alta presión. Así, difícilmente podemos hablar de
fenómenos ascendentes, puesto que el aire frío superficial, cabalgado por aire cálido en altura, puede ser
señal inequívoca de estabilidad atmosférica.
• Las depresiones mixtas, con las que el aire cálido en superficie se muestra cabalgado por aire frío en
altura. Se trata de una situación que suele traducirse, desde el punto de vista barométrico, en una baja
superficial (al contacto con las temperaturas suaves del aguas del mar, por ejemplo en el Mediterráneo).
Mientras que en altura esa capa superficial más cálida se encuentra cabalgada por una vaguada de aire
frío, genéricamente conocido como gota fría, que condiciona la presencia, también en altura, de una baja.
De ahí que, a lo largo de toda la columna mixta, podamos intuir una inestabilidad atmosférica notoria.
Centros de acción dinámicos.
Si los anteriores surgen en relación con las condiciones térmicas de la masa de aire, en este caso no es lo
prioritario, de ahí la denominación de dinámico, relacionada con los procesos de movimiento o dinamismo
que se intuye en las masas de aire.
Una masa de aire puede, en su desplazamiento horizontal, ofrecer un movimiento regular en el que las
partículas que integran dicha masa siguen una trayectoria más o menos paralela y, o bien, no experimentan
variaciones sensibles en su velocidad, o bien ofrecen un movimiento irregular por el que las partículas sufren
alteraciones tanto en sus trayectorias como en sus velocidades.
Estas variaciones son el origen de procesos, de convergencias y de divergencias, causantes de la aparición de
centros de acción de tipo dinámico.
Dentro de las convergencias se pueden señalar tres casos:
• Cuando las partículas que forman parten de esa masa de aire conservan sus trayectorias paralelas, pero se
aprecia que las partículas delanteras tienen menos velocidad que las partículas traseras. Ante esa
situación se producirá una concentración.
• Cuando, manteniéndose la velocidad, se produce una confluencia / concentración de aire, es un proceso de
convergencia con confluencia.
• Acción simultánea de pérdida de velocidad y de paralelismo; asimismo se da una convergencia por
confluencia.
Dentro de las divergencias también se pueden señalar:
• Situación en la que se aprecia un aumento de las velocidades de las partículas delanteras, por lo que se
produce una divergencia. Sale más aire del que entra, es un vacío de aire que se completa con aire de las
capas más altas (proceso de subsidencia).
• Las partículas mantienen la velocidad, pero pierden su trayectoria paralela, es un proceso de divergencia
por difluencia.
• Acción simultánea de difluencia y pérdida de velocidad en la partículas traseras.
Así en el primero de los casos se da un proceso de convergencia en altura, una subsidencia y una divergencia
en superficie, esto es señal de una alta presión. En el segundo aparece una convergencia en superficie, que
está sometida a ese rozamiento que lleva consigo un descenso en la velocidad, se trata de una convergencia
en superficie, una ascendencia y una divergencia en altura.
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También se justifica la aparición de la subsidencia subtropical (anticiclón de las Azores) por un proceso en
altura de convergencia por confluencia al tratarse de un flujo de aire (contraalisio) que accede desde
paralelos mayores (ecuador) a paralelos menores (trópicos).
Las masas de aire.
Una masa de aire es un gran volumen de aire en el que las propiedades físicas (temperatura, densidad,
humedad, gradiente térmico) son relativamente uniformes en el plano horizontal, aunque esa uniformidad no
significa que en el seno de esa masa de aire puedan producirse ciertas variaciones en el tiempo. A la hora de
caracterizar una masa de aire, es preciso tener en cuenta dos cuestiones.
• Las condiciones en las que se ha podido elaborar esa masa de aire, serán distintas las condiciones del
polar continental del tropical continental.
• Las trasformaciones posteriores que haya podido sufrir.
Para que las partículas componentes de una masa puedan caracterizarse por ciertas propiedades distintas a
otras masas más o menos limítrofes; esas partículas han de participar de una larga evolución (un
aparcamiento) en un medio más o menos homogéneo y estable. Ello nos va a permitir distinguir unos medios
que se muestran favorables a esa evolución de otros medios que no lo son tanto (se muestran poco a favor de
esa formación).
Los medios favorables pueden ser:
• Aquel que situamos en los continentes excesivamente enfriados de las altas latitudes (Canadá, centro
Europa, Rusosiberiano). El aire que permanezca en contacto, durante el invierno, adquiere poco a
poco las características homogéneas de tal espacio y podrá determinar a una masa de aire de tipo
frío y seco, es decir, la polar continental.
• Células de altas presiones subtropicales (anticiclón de las Azores). Las masas de aire que se sitúan
en los entornos por encima de esas células de presión adquieren las características propias de ese
entorno y pueden dar origen a masas de aire de tipología cálida y con ciertos niveles de humedad.
Tal es el caso de la masa de aire tropical marítima.
• Área intertropical, es decir, las masas de aire que viajan lentamente con los alisios adquieren, a la
larga, las características que distinguen a estos flujos.
Los medios desfavorables son aquellos en las que no se da esa homogeneidad / estabilidad que permite la
elaboración de masas de aire. Tal es el caso de las latitudes medias, donde se produce el choque entre masas
de aire de características distintas que posibilita la aparición de frentes. Es el caso del frente polar que surge
del contacto entre la tropical marítima y la polar marítima, en la parte alta del Atlántico, en torno a los 40 −
50º N.
Las grandes áreas anticiclónicas caracterizadas por su estabilidad (Azores) son, por excelencia, regiones
fuertes para las masas de aire. A esas zonas se les llama masas de aire primarias, dejando el calificativo de
masas de aire secundarias para referirnos a aquellas que, habiéndose originado en un lugar, se desplazan a
otro en el que pierden sus características de origen. El aire situado sobre el Océano Atlántico sometido a `jes
stream' se desplaza y encuentra en su camino a Europa, se instala sobre éste, perdiendo sus características
de humedad; de marítimo y húmedo a continental y seco.
Decimos que ese movimiento de la masa de aire, cuando se instala sobre el continente europeo en invierno,
tienen tendencia a enfriarse (a estabilizarse) y así se continentaliza.
Tipos de masa de aire.
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En un principio había dos tipos de masa de aire, la tropical y la polar, quizá la denominación de polar fuese
incorrecta, porque realmente se estaba caracterizando como tal, una masa de aire ronda los 60º de latitud,
cuando el polo está a 90º. Todo esto llevó que en los años 50 se incluyese un tercer tipo de masa de aire más
fría, la masa ártica.
En los tres casos se puede establecer una diferencia según su localización, bien sea continental o marítima,
así se dan 6 tipos de masas de aire. Caso aparte es la de la masa de aire mediterránea, que surge como un
estancamiento de aire en la cubeta mediterránea.
La masa de aire tropical se origina sobre las células de altas presiones subtropicales (a unos 25 − 30º ),
sobre los océanos da lugar a la aparición del tropical marítimos, mientras que sobre los continentes lo que
aparece es aire tropical continental, con menor humedad, es la tropical continental.
Como quiera que estas masas de aire están vinculadas a los grandes centros de acción (anticiclones
subtropicales) participan con ellos en ese balanceo o desplazamiento estacional a que se encuentran
sometidas todas las células, tanto térmicas como barométricas, acompañando al sol en su desplazamiento
desde la vertical del trópico de Capricornio a la vertical del trópico de Cáncer y viceversa. Esto justifica que
el aire tropical marítimo, posicionado sobre el anticiclón de las Azores, se sitúe a unos 50º N en verano y a
unos 30º en invierno.
Tropical marítimo.
Se trata de una masa de aire de temperaturas elevadas que puede situarse en invierno a unos 10 − 15º C y,
dado su lugar de origen, presenta unos niveles de humedad bastante altos, sobre todo en las capas más bajas.
Es una masa de aire que muestra una estratificación estable, que queda reforzada a medida que esa masa se
desplaza hacia latitudes más altas, siguiendo el desplazamiento del propio anticiclón. De hecho, esa
estabilidad viene a reflejar una reducción del gradiente estático térmico, que, en estos casos, se sitúan en
torno a 0'3 − 0'4. La ausencia de una inestabilidad, junto a esa disminución del gradiente, son el justificante
de una ausencia de fenómenos ascendentes y de una visibilidad escasa con abundancia de brumas y nubes
estratiformes.
Sobre el flanco ecuatorial de esas células de altas presiones subtropicales, el aire tropical marítimo, cálido y
muy húmedo, y liberado de las inversión de los alisios, llega a convertirse en aire inestables. En ese momento
ya no hablamos de tropical marítima, sino que podemos utilizar una denominación nueva como es una masa
de aire ecuatorial en la que no se puede establecer distinción entre el marítimo y continental. Las
características son similares entre ambas, es un área en el que las precipitaciones son abundantes y existe la
misma posibilidad del abastecimiento ambiental, que justifica esa no diferencia.
Tropical continental.
Se sitúa en el centro norte de África (nordseptentrional y central). No aparece en América porque a esa
latitud no existe un espacio suficiente para que se desplace hacia el este; la tropical continental aparecería
en la Península de Arabia.
La existencia de los monzones hace que se produzca una circulación del aire y, por lo tanto, no aparece un
fenómeno como el tropical continental (son masas de aire estancadas).
En el Hemisferio Sur sólo aparece en el gran desierto Australiano, en África no aparece por cuestiones de
escala y en América porque la estrechez del territorio lo justifica.
Es una masa de aire seca, con temperatura elevada, estable y que en invierno alcanza los 15 − 20º C. En la
70
estación estival, la mayor temperatura que alcanza la masa de aire contribuye a un excesivo recalentamiento
y, por consiguiente, un incremento de la inestabilidad, que sólo es patente en las capas bajas, sobre todo si no
abandona el continente. Mientras que si es desplazada hacia espacios marítimos, ese aire se convierte en
inestable al contacto con la superficie marina.
Es el caso del sahariano que, al tener una trayectoria sur − norte, se carga de humedad al pasar por el Mar
Mediterráneo, con sus repercusiones en el litoral de este mar cuando se somete a la acción de estas masas de
aire, que normalmente tienen su manifestación en tormentas provocadas por efecto orográfico o en relación
con bajas desprendidas en altura (gota fría). Si esa masa de aire no tiene suficiente humedad, descarga poco
agua y mucha suciedad.
La masa de aire polar se localiza en torno a los 60º en el hemisferio norte y a los 50º en el hemisferio sur. No
se aprecia una polar continental en el sur por la falta de superficie continental y se da en Canadá, Rusia y
Asia Central.
Polar continental.
Su aparición exige una larga estancia sobre espacios continentales, de ahí que a menudo esta aparición la
encontremos ligada, en invierno, a la presencia de anticiclones térmicos, sobre todo el canadiense y el
rusosiberiano. Son anticiclones térmicos que se instalan sobre los continentes fríos, de ahí su ausencia en
latitudes medias en el hemisferio sur.
Se trata de una masa de aire fría que puede situarse entre los 0 y los − 20º C y es causante de buen tiempo en
invierno porque el aire es muy estable, ya que es frío. En verano, y a causa del recalentamiento típico de esta
estación, se intuye un principio de inestabilidad atmosférica.
Contribuye a un aumento en el gradiente que explica esa mayor inestabilidad que puede posibilitar la
aparición de cúmulos de poco desarrollo si el aire sigue siendo seco.
Polar marítimo.
La temperaturas son más suaves en su seno, intuyéndose en invierno unas temperaturas entre 5 − 10º C. Se
trata de una masa de aire que tiene procedencia diversa, en algunos casos su origen es al norte de América y
ha sufrido un desplazamiento hacia el océano; también se puede originar en las proximidades del océano
glaciar, y se ha desplazado hacia el sur. A cargo de ambos desplazamientos, sobre todo en el segundo de los
casos, la masa de aire se va recalentando y humedeciendo en su base, por lo que aumentan sus gradientes
(0'7 − 0'9) y la inestabilidad es manifiesta. Esa es la razón que justifica el cambio de tiempo de las zonas
sometidas a esta masa de aire, que juegan un gran papel en la formalización del frente polar.
Los cambios estacionarios intervienen poco en el hemisferio sur, pero las modificaciones son más sentidas en
el hemisferio norte, por la presencia de continentes extensos. Así, en verano, el recalentamiento de los
espacios continentales acrecienta la inestabilidad del polar marítimo, desplazado hacia esos espacios, con la
aparición de nubes verticales (cúmulos y cumulonimbos). En invierno, el polar marítimo, al penetrar en
espacios continentales, encuentran frío del anticiclón térmico y se enfrían, por lo que se estabilizan sobre
todo en su base, que contribuye a su continentalización. En ese momento, es similar por las transformaciones
que ha sufrido, al polar continental.
La masa de aire ártica se trata de una masa de fría elaborada en altas latitudes en la vecindad de los polos y
se puede diferenciar un ártico marítimo, centrado sobre todo en el Océano Ártico, así como en los entornos
de la Antártida.
El ártico continental es visible en Groenlandia por la extensión de la isla y sobre todo en la Antártida. Este
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aire tiene unas temperaturas entre −10º y −30º C y está formado bien sobre espacio groenlandés, sobre la
banquisa (hielo que hay sobre el océano) del Océano Glaciar Ártico o bien sobre la masa de aire que llega a
Europa a través de Escandinavia con las consiguientes bajas térmicas y los problemas meteorológicos.
Ese desplazamiento de norte a sur hace que se vayan modificando los caracteres originales del ártico
continental, de tal modo que el aire ártico que llega al terminar el invierno cobre Europa con una trayectoria
norte − sur, adquiera una gran inestabilidad atmosférica, con unos gradientes de 0'8 − 0'9 y se intuye que
esa masa de aire se va transformando en ártico marítimo, con temperaturas de −5º C que causa temperaturas
bajas y también un tiempo perturbado donde aparece granizo, pedrisco o nieve.
TEMA 8: ESQUEMA GENERAL DE LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA.
Teoría tradicional. La chimenea ecuatorial, planteamiento y crítica.
Se debe a las investigaciones realizadas a finales del s. XVII y principios de XVIII por Hadley, que se le
conocía como la teoría de la chimenea ecuatorial. Se considera que la circulación atmosférica tiene en su base
un claro origen térmico, según Hadley el motor de la teoría se justificaría por el calor solar en el ecuador (altas
temperaturas ecuatoriales), que serían el justificante del proceso, tanto por las diferencias térmicas como por
las diferencias de presión que pudiesen provocar.
La teoría viene a decirnos que, en superficie, el aire cálido localizado en latitudes ecuatoriales se eleva y da
origen a un núcleo de bajas presiones, relacionadas con los alisios. En altura, el aire ecuatorial se acumula
para dirigirse hasta latitudes subtropicales, dando origen a un flujo que se dirige a esas latitudes subtropicales;
corriente que, al ser contraria al alisio, se le conoce como contraalisio, y que es origen de las altas presiones
sobre los 23º 27'.
Las posteriores investigaciones y análisis del comportamiento de la troposfera y las nuevas investigaciones en
el campo de la circulación atmosférica han echado por tierra este esquema de la chimenea ecuatorial, al que se
critica en muchas de sus hipótesis:
• Se dice que el máximo de calor no se da en las latitudes ecuatoriales, sino en los trópicos.
• No hay una constatación científica sobre la existencia de los contraalisios como corrientes
permanentes, existen vientos en altura pero no con permanencia.
• El contralisio no funciona térmicamente, puesto que si lo hiciera no llegaría tan alto en altitud, por un
proceso de convergencia en altura.
• En el ecuador no hay un ascenso por calentamiento, sino por convergencia de los alisios, es el FIT.
• Se hace imposible explicar de un modo correcto las altas presiones subtropicales como los propios
vientos del oeste.
Teoría actual en superficie.
El esquema actual de la circulación atmosférica se basa en los conocimientos que se tienen hoy en día sobre
los grandes centros de acción, entendidos como áreas permanentes de altas y bajas presiones, que rigen la
circulación atmosférica, así como en el flujo de vientos que se relacionan con dichos centros de acción, tanto
en superficie como en altura.
En superficie, encontramos dos tipos de centro de acción perfectamente diferenciados. Por un lado, altas
presiones representadas por altas presiones polares y subtropicales; el movimiento del aire en estas zonas es
divergente y subsidente, por eso, son estas áreas las regiones más secas y desérticas del planeta, por lo que hay
precipitaciones escasas. Por otro, aire convergente y ascendente donde ubicamos zonas más regadas del
planeta, situadas en latitudes templadas y en la banda ecuatorial, que, en cierta medida, son las regiones más
habitadas.
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A las altas presiones polares se asocian unos vientos que la fuerza de Coriolis los convierte en vientos del
oeste, que funcionan desde los polos hacia el este y que tienen un papel limitado si los comparamos con los
alisios.
A las presiones subtropicales asociamos dos vientos como son los alisios que soplan desde el noreste en el
hemisferio norte y desde el sureste en el hemisferio sur. Se trata de vientos de gran constancia y regularidad.
En latitudes medias (30 − 35º de latitud) encontramos vientos del oeste (westerlines), que soplan con cierta
constancia a esas latitudes, formando un anillo neto y continuo en el hemisferio sur, por la notoria ausencia de
continente.
En las proximidades del ecuador, los alisios de ambos hemisferios convergen en una zona de contacto que se
sitúa al norte y al sur del ecuador, dando lugar a una línea alterante que es el FIT o CIT. En ocasiones estos
alisios pueden debilitarse de un modo fehaciente y dan lugar a grandes extensiones donde dominan los vientos
suaves o las calmas, en una zona llamada `de dominio de los doldrums'. En las proximidades del ecuador y
ante la existencia de estos doldrums, se habla de un cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas.
Esta repartición de centros de acción y flujos puede verse alterada por la presencia de tierras y mares, en
particular en el hemisferio norte, donde en invierno los contrastes pueden ser bastante acusados.
Esquema de la circulación atmosférica.
En altura, el dispositivo de la circulación atmosférica es mucho más sencillo que en superficie; a esa altitud, la
atmósfera libre no está sometida a las influencias geográficas, de ahí que, a esa altitud, los centros de acción
de tipo térmico no tengan razón de existencia, es decir, tiendan a desaparecer. Por eso, a 700 mb y, sobre todo,
a 500 mb los anticiclones de las altas altitudes, que son de tipo térmico (el canadiense y el rusosiberiano), no
sean perceptibles. Las bajas ecuatoriales de tipo termodinámico permanecen a esa altitud, pero sin ser muy
marcadas, mientras que las altas presiones subtropicales aparecen bien marcadas.
El análisis del mapa de la topografía de 500 mb en invierno y en el hemisferio norte, muestra el siguiente
dispositivo: Vemos una cadena de anticiclones subtropicales rodeado de una gran depresión centrada en el
polo, campo de presión al que se le unen unos vientos geostróficos (vientos que siguen la disposición de las
isobaras) y que identificamos con la circulación zonal, es decir, el gran flujo del oeste, que prácticamente rige
desde latitudes subpolares hasta los correspondientes trópicos. Este flujo deja a la derecha de su
desplazamiento las altas presiones, mientras que su izquierda deja las bajas polares. Los vientos del oeste, a
los que consideramos una prolongación de los alisios, se reducen a una estrecha banda en torno al ecuador,
que no ocupa más de unos miles de kilómetros de ancho al nivel de la tropopausa.
El sistema sufre ciertas transformaciones en su conjunto en el curso de las estaciones, de tal modo que en
invierno se refuerza el flujo del oeste, mientras que en verano la corriente del oeste es menos violenta y se
desplaza hacia latitudes más altas.
La circulación general en altas y medias latitudes.
En altitud, el flujo zonal del oeste es el verdadero árbitro; en superficie, en cambio, ya hay mayor
complicación, ya que los vientos del oeste están muy lejos de presentar la regularidad que ofrecen los alisios.
Así en el hemisferio norte, la distribución de tierras y mares, junto con topografías irregulares y relieves
abruptos, generan unos campos de presión que, como podemos imaginar, se muestran muy variables según las
estaciones. Estas circunstancias tienden a disminuir la influencia del flujo zonal del oeste, de tal modo que los
vientos de componente oeste, representan sólo el 50 % de las situaciones en latitudes medias.
Mientras, en el hemisferio sur, los vientos del oeste no encuentran obstáculo y soplan con mayor regularidad
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hasta el punto de que a determinadas latitudes del Océano Índico (en las Islas Kerguelen a unos 50º S) los
vientos del oeste pueden suponer el 80 % de todas las situaciones de en las que hay viento.
Complicaciones en el hemisferio norte.
En invierno, el campo de presión en superficie presenta complicaciones por la configuración geográfica de
este espacio, es decir, la distribución de las tierras y mares es la causante del grado de complejidad y
variabilidad que caracteriza a los campos de presión en los espacios septentrionales.
Analizando el esquema, podemos ver que en enero destaca la presencia de anticiclones estacionales situados
sobre los sectores continentales fríos, sectores con fuertes anomalías térmicas negativas. Es el caso de Rusia,
Europa Central e incluso Escandinavia, que dan pie a la caracterización de centros de acción térmicos, como
pueda ser el anticiclón rusosiberiano o el centroeuropeo, de mayor envergadura.
Se trata, en suma, de altas presiones pertenecientes a la familia de los anticiclones térmicos que, no sólo
encontramos en el espacio euroasiático, sino que también están presentes sobre el territorio de Alaska,
Canadá o Groenlandia; dando entonces lugar al anticiclón canadiense, aunque también hay momentos
puntuales en los que se habla del anticiclón Alaska o Groenlandia. Son centros de acción térmicos que
desaparecen en altitud, pero que `protegen' con sus características de estabilidad las regiones que recubren.
Se pueden distinguir dos centros de acción negativos:
• Depresión semi−permanente de Islandia: centro de baja presión de origen dinámico, en principio,
reforzado en invierno por un proceso térmico (recalentamiento del agua influenciado por la
Corriente del Golfo).
• Depresión o mínimo de las Aleutianas: proceso homólogo al anterior.
Asimismo cabe significar la presencia de unas pequeñas depresiones en el Golfo de Génova, en el Mar del
Norte y en el Mar Báltico, bajas que puntualmente se ven reforzadas en invierno por un efecto térmico.
Los máximos dinámicos (Azores y Hawai) son miembros de las altas presiones subtropicales, que se
encuentran muy constreñidas hacia el sur durante el invierno, como consecuencia del desplazamiento
estacional.
En verano, los campos de presión en el hemisferio norte se encuentran profundamente modificados, de tal
modo que los centros de acción de tipo dinámico (Azores y Hawai) se trasladan hacia latitudes más altas
actuando, en el caso de las Azores, de pantalla de las borrascas frontales que podrían afectar a Europa
Occidental.
Por otro lado, los anticiclones térmicos desaparecen en esta estación como consecuencia de la ausencia de
soporte térmico necesario para su existencia, sólo en el caso de Groenlandia (por sus hielos permanentes) se
puede hablar de un mantenimiento de este campo de presión térmico, que es el anticiclón de Groenlandia. La
desaparición de estos centros de acción térmico lleva implícito la aparición de depresiones térmicas que se
sitúan sobre los espacios continentales recalentados.
Finalmente, las bajas presiones de Islandia y las Aleutianas se encuentran muy atenuadas y localizadas en
espacios subpolares.
Las corrientes en chorro (`Jet Stream').
En atmósfera libre, donde no existen desviaciones ni modificaciones por rozamiento, podemos indicar que
reina un gran flujo zonal del oeste, hasta prácticamente la base de la estratosfera, niveles de la tropopausa.
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Este flujo zonal del oeste no es homogéneo, puesto que comporta corrientes muy rápidas, donde se
concentran los vientos del oeste en altitud. Estas corrientes son los `jet stream' o corrientes en chorro, en las
que la velocidad del aire supera, con cierta frecuencia, los 200 Km / h, pudiendo en algún caso alcanzar
valores próximos a los 350 − 400.
El eje del Jet (lugar de velocidad máxima) se sitúa aproximadamente hacia los 11 − 12 Km de altitud,
coincidiendo con la interrupción de la tropopausa.
Por otro lado, la circulación zonal en altitud permite comprobar la existencia de profundos cambios de una
estación a otra, modificaciones que se justifican por la posición del jet, tanto en altitud como el latitud, y está
suficientemente comprobado, que las corrientes en chorro son el verdadero sistema nervioso de la atmósfera
inferior (troposfera), puesto que dirigen la evolución del tiempo en medias y altas latitudes.
El descubrimiento de la corriente en chorro es relativamente reciente; el jet templado se detecta durante la II
Guerra Mundial, mientras que con posterioridad (hacia los años 50) se estudia el Jet Subtropical. Un
excelente investigador de estos procesos es Rossby, que preconiza la trascendencia meteorológica de las
corrientes en chorro, a las que caracteriza como un sistema directivo de la circulación del oeste.
Los estudios del chorro permiten comprobar que se encuentran perfectamente marcados en la topografía
absoluta de los 300 mb, mientras que en la de 500 mb, se puede detectar su presencia por el hacinamiento de
las isohipsas.
Interés puede tener la variación estacional, ya que se pueden ver diferencias entre el verano y el invierno, en
cuanto a la corriente del chorro.
En invierno, el flujo del oeste se encuentra armado por un movimiento más rápido (190 − 200 Km / h); los
jets se encuentran bien trazados, son jets acusados, fruto de elevados gradientes térmicos y de presión, y
suelen situarse por término medio en latitudes relativamente bajas (21 − 40º), mientras el jet subtropical
permanece más o menos quieto.
El jet templado se encuentra más móvil; y por la mayor potencia de la masa de aire polar, puede llegar a
juntarse, por coalescencia, con el jet subtropical en el caso de su migración hacia los trópicos.
En verano, la circulación zonal aparece atenuada, los jets se individualizan menos porque su velocidad
parece disminuir sensiblemente a 80 − 100 Km / h; el jet subtropical pierde su continuidad y nitidez, mientras
que el jet templado puede alcanzar latitudes más altas (unos 50º), pero se encuentra menos marcado.
A estas variaciones estacionales se añaden cambios en más cortos periodos de tiempo, de tal modo que el
flujo del aire en altitud puede variar de una semana a otra. Rossby ha estudiado estas variaciones y las ha
reducido a tres fases diferentes:
• La corriente en chorro rápida, con velocidades superiores a los 150 Km / h, un comportamiento zonal
(siguiendo más o menos la disposición de los paralelos), con un trazado poco sinuoso, rectilíneo, en el que
impera un índice de circulación alto, con un flujo alto.
• El jet meandrizante en el que aparecen anchas ondas en el seno de la corriente, que aún es rápida (80 − 90
hasta 150 Km / h). En esa situación se da el nacimiento a crestas planetarias (circulación anticiclónica) y
a valles planetarios (circulación ciclónica) en un proceso en el que la anchura de onda (de cresta a cresta
o de valle a valle) puede alcanzar los 5000 Km o incluso los 8000 Km.
• Circulación en chorro en circulación lenta, que se trata de jets con una circulación inferior a los 90 Km /
h, en las que la trayectoria es claramente azonal, describe grandes sinuosidades (meandros aéreos), las
crestas y los valles se agudizan y las longitudes o anchura de onda quedan reducidas entre 1500 − 2300
Km. Son situaciones proclives a la aparición de células dinámicas positivas (anticiclones de bloqueo o
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dorsales de bloqueo) o negativas (situaciones de bajas desprendidas, depresiones estacionarias frías en
latitudes bajas −gotas frías).
Esta situación permite comentar que una circulación lenta del chorro posibilita la aparición de bloqueo, que
son construcciones anticiclónicas, en superficie y fundamentalmente en altura, y de las que podemos hablar
de dos tipos:
• Bloqueo por bifurcación o difluente, cuando el comportamiento del chorro hace exagerar la forma de la
vaguada, que adopta una disposición tendida, es decir, más o menos paralela a los paralelos o con cierta
oblicuidad.
Es una clara situación de circulación retrógrada, porque los flujos sometidos a estas disposiciones, en lugar
de discurrir de oeste a este, lo hacen en dirección contraria. En la parte inferior se manifestará con una baja
desprendida o gota fría.
• Bloqueo por omega, es la circulación meridiana (N− S) que forma bloques en forma de letra omega. Se
trata de una circulación en la que la trayectoria del jet materializa una dorsal en la que se aprecia una
circulación meridiana y que por la forma que describe se le denomina omega; suele generar una célula de
bloqueo central acompañada a ambos lados de dos pequeñas células de bajas desprendidas.
Por otro lado, la otra opción es la relacionada con las gotas frías o bajas desprendidas en altura, que suelen
producir por procesos de seclusión de la vaguada fría. Se trata de depresiones de origen no frontal, se suelen
apreciar perfectamente desarrolladas en las topografías de 1000 y 500 mb, así como en las absolutas de 300
y 500 mb. Es un fenómeno que se produce con un índice de circulación bajo (jet meandrizante) y unas
longitudes de onda normalmente inferiores a los 3000 Km.
Alguna de estas vaguadas puede profundizarse hasta provocar el proceso de seclusión o estrangulamiento,
ello origina el embolsamiento de aire frío / polar en forma de baja desprendida.
Los mapas en superficie no suelen ofrecer la presencia en altura de estas bajas desprendidas, que sobre todo
se encuentran marcadas en topografías de 500 o 300 mb. Una gota fría implica una exageración del
gradiente estático térmico en la vertical, con el consiguiente aumento de la inestabilidad atmosférica, que
puede verse condicionada por otros factores como la evolución desde niveles muy bajos con un gradiente
pseudoadiabático, el refuerzo que le proporcione un campo de presión en superficie relacionado con una
baja en superficie, por ejemplo el reforzamiento de ciertos relieves que actúan de plataforma de despegue,
sobre todo cuando soplan vientos de buena disposición y, finalmente, cuando se den flujos con elevada
higrometría en el aire ascendente.
Hay que tener en cuenta dos grandes bandas climáticas:
• Altas presiones subtropicales: surgen por un activo proceso de subsidencia y constituyen centros de acción
permanentes que se muestran fundamentales en el entramado de la dinámica atmosférica. Tal es el caso
del anticiclón de las Azores, cuya influencia desempeña un papel fundamental en el clima peninsular.
Normalmente estas altas presiones subtropicales debemos considerarlas como los `hogares', la fuente o el
origen de las masas de aire tropical marítimo y son las que impulsan por un lado los alisios que se dirigen
hacia el ecuador y, por otro, los vientos del oeste. Con esa disposición generan, a su vez, las convergencias
intertropicales y los frentes polares que afectan, sobre todo, a la banda templada.
La causa de la subsidencia hay que buscarla en el proceso de convergencia que tiene lugar en altura entre
flujos, subsidencia que se ve potenciada por la confluencia interna del aire en su ascenso latitudinal, es decir,
desde paralelos mayores a paralelos menores. Todo ello no implica negar la influencia térmica que,
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puntualmente, pueden desempeñar ciertas corrientes frías en estos centros de acción de máximas (altas
presiones subtropicales).
La situación de los anticiclones subtropicales (Azores) en las fachadas orientales de los océanos responde a
la desaparición de las altas presiones sobre los continentes, sobre todo en verano, y su permanencia sobre el
mar. Al mismo tiempo se encuentra condicionada por la trayectoria de los anticiclones fin de familia con aire
polar de retorno esos máximos tropicales. Estos máximos subtropicales (Azores) deparan un tiempo seco, de
calma atmosférica, que eran muy temidas en el s. XVIII y que caracterizaban sobre todo al sector occidental
de Azores y al archipiélago de las Hawai.
Asimismo se señala la presencia de un rosario de desiertos (Sahara, Arabia, Australia...) que en algún caso
se encuentran potenciados, en ámbitos costeros, por la existencia de corrientes frías, de emersión o de tipo
upwelling, y cuyo ejemplo más significativo puede ser el desierto sahariano − mauritano.
• Bajas presiones intertropicales: en las teorías antiguas éstas tenían un justificante puramente térmico, de
tal modo que el ascenso ecuatorial se producía por calentamiento que generaba la consiguiente
subsidencia hacia los trópicos. Sin embargo, este esquema ha sido criticado ya que es en los trópicos
donde se aprecia un mayor ascenso de temperatura. Por esta y otras circunstancias, la teoría de la
chimenea ecuatorial ha sido sustituida.
En la actualidad se admite una teoría cinemática (dinámica) en la que el ascenso del aire en el ecuador se
justifica por la convergencia de los alisios en ambos hemisferios. Como quiera que la ascendencia genera en
altura una divergencia y la capacidad de ascendencia supera la alimentación superficial (sale más aire del
que entra), justifica un vacío de aire que explica el descenso de presión por déficit de aire.
En el caso del ecuador, se puede añadir una justificación térmica, ya que a esas latitudes la temperaturas son
suficientes como para justificar ese calificativo. De tal modo que el factor térmico podemos concebirlo como
una pieza importante que ayuda a entender el origen de las precipitaciones ecuatoriales que suelen
manifestarse en aguaceros vespertinos posteriores a las horas de máximo calor.
Perturbaciones en la zona de circulación general del oeste.
La frontogénesis: la individualización de las masas de aire implica unos condicionamientos específicos, de
temperatura, presión, densidad..., que justifican tal individualización; pero al mismo tiempo implica un
cambio rápido de propiedades del aire, cuando se pasa de una masa de aire a otra. A la zona de separación
se denomina discontinuidad o frente (denominación de origen bélico, en los años 20).
El frente es la superficie de discontinuidad que separa dos masas de aire, con la particularidad de que la
masa de aire más densa se desliza por debajo de la masa de aire más ligera. Para que nazca un frente
(proceso frontogenético) es necesario que se produzcan vigorosos contrastes entre las masas de aire, no sólo
es lo que hace referencia en temperatura, humedad y densidad, sino también, a veces, en lo que hace
referencia a su dinámica.
Los frentes mejor marcados aparecen cuanto mayor son los contrastes entre masas de aire y cuanto más
opuestos son los movimientos de las masas, bien con carácter divergente o convergente. Si los factores de
diferenciación se suavizan o desaparecen, en lugar de hablar de frontogénesis, se habla de frontolisis
(desaparición de los frentes).
En latitudes medias, durante el invierno, parece que los contrastes térmicos son bastante frecuentes y se
traducen en frentes muy marcados, muy potentes, mientras que en verano esa suavización propia de los
contrastes térmicos, justifican procesos de frontolisis más frecuentes.
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Frentes de latitudes medias.
Es en latitudes medias donde se producen los enfrentamientos más acusados entre masas de aire que ofrecen
unos máximos contrastes, de ahí que sea en estas latitudes donde los frentes aparecen bien marcados. La
observación de estos frentes permite comprobar que no forman un cinturón continuo alrededor del globo,
sino que se muestran más o menos fragmentados a modo de guirnaldas que se ondulan sin cesar y que varían
de una semana a otra e incluso de un día a otro.
En cualquier caso existe la posibilidad de marcar una posición media de los frentes en cada estación que, en
el caso que nos ocupa, permite confirmar que los frentes no tienen un trazado zonal, sino que ofrecen un
trazado oblicuo de SW a NE en el hemisferio norte y de SE a NW en el hemisferio sur.
Tal dispositivo parece reflejar la existencia de corredores depresivos sobre el borde de las altas presiones
subtropicales. Ese dispositivo en oblicuo traza sobre los océanos la influencia de las corrientes de agua
cálida, que contribuyen, indudablemente, a una transferencia de energía que justifica tales corredores
depresivos.
Frente Polar
Es el ejemplo de mayor discontinuidad y ese carácter superior viene justificado por un hecho, se trata de la
discontinuidad que separa el aire polar del aire tropical, donde los contrastes térmicos son muy acusados.
En el hemisferio norte, el frente polar se instala sobre el sector noroccidental de las células de altas
presiones subtropicales. Durante el invierno, sobre el espacio del Océano Atlántico, el frente polar actúa
sobre una banda que, en disposición oblicua, se sitúa entre el Golfo de Méjico y el Mar del Norte. En verano,
la posición del frente es mucho más septentrional y el frente polar se sitúa entre la Península del Labrador, el
sur de Groenlandia, Islandia y el norte de la Península Escandinava.
Estos desplazamientos vienen a ser la traducción del dinamismo de las masas de aire y la posición del frente
polar, tanto en el Atlántico como en el Pacífico; es un reflejo de la situación de conjunto de las masas de aire.
De tal modo que la distinta disposición del frente polar en el Atlántico, desde los 30º N hasta los 60º N , en
comparación con el Pacífico, donde el frente polar se sitúa desde los 20º N y llega a los 50º N; es el
justificante de que el anticiclón asiático sea mucho más acusado que el canadiense.
Por otro lado, hay que tener en cuenta la presencia de dos frentes secundarios, más o menos asociados al
frente polar y que son:
• Frente polar derivado, que lo consideramos como una rama del frente polar que, de NW a SE, iría
desde el Mar del Norte al Mar Mediterráneo, pudiendo indicar que se cuela a través del coll
isobárico que se establece, en invierno, entre el anticiclón de la Azores y el anticiclón continental.
• Frente mediterráneo que surge en la discontinuidad entre el polar continental y las aguas más
cálidas del Mediterráneo.
En el hemisferio sur se aprecia que los frentes aparecen como guirnaldas más o menos individualizadas en
disposición oblicua, de SE a NW y donde podemos intuir que esas ramas vigorosas trazadas guardan una
relación con las altas presiones subtropicales que, ante la ausencia de áreas continentales, están bien
marcadas.
Frente Ártico
Es de menor envergadura y menos marcado. Es la discontinuidad que marca la separación entre el aire
ártico y el aire polar y, dado que entre ambos aires hay menores contrastes que en los anteriores, se puede
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admitir que el frente ártico tiene menor importancia que el frente polar.
En la estación fría el frente ártico puede aparecer bien señalado e incluso llegar a influir en latitudes medias,
de tal modo que en invierno lo podemos situar en una disposición oblicua desde la Península del Labrador,
pasando por Islandia hasta las proximidades del Mar de Barents. Debido a la pujanza del anticiclón asiático
se aprecia un descenso considerable en la costa oriental asiática, de tal modo que en este espacio podemos
apreciar como el frente ártico iría desde los 30º a los 62 − 3º N.
En el Océano Atlántico la situación se presenta menos marcada.
Ciclones extratropicales, noruegos o borrascas del frente polar.
Las perturbaciones son fenómenos ondulatorios nacidos a lo largo de los frentes al contacto de masas de aire
bien individualizadas, es decir, en los frentes. En la zona de circulación general del oeste tienen particular
importancia las depresiones frontales, es decir, depresiones asociadas al frente polar, lo que comúnmente
conocemos como familia de depresiones noruegas o borrascas del frente polar. Se llaman noruegos porque
fueron los climatólogos noruegos los que trazaron los planteamientos de estudio de estas borrascas, llamadas
también de frente polar porque están directamente relacionadas con éste.
Estas perturbaciones hay que interpretarlas como ondulaciones que aparecen en el seno de esos frentes y
que, de algún modo, marcan el distinto dinamismo entre las masas entre las masas de aire que constituyen
dicha discontinuidad.
Para conocer la estructura de una perturbación imaginaremos un observador situado en superficie y en el eje
de desplazamiento de la perturbación, que se mueve de W a E. Este observador aprecia que en el sector de
dominio de la masa de aire polar, sector frío anterior, dominan unos vientos suaves de componente SSE a
componente SSW. Al pasar el sector cálido, es decir, una vez que se ha franqueado la discontinuidad del
frente cálido, éste observador podría ver los vientos reforzados del componente SW. Una vez pasado el frente
frío y lo que sería el sector frío posterior, se aprecia un descenso de la temperatura, pero sobre todo, unos
vientos fuertes e irregulares de componente NW.
En lo que hace referencia a otros aspectos podemos decir que, asociado a sí mismo a esa perturbación, se
aprecia tanto unas variaciones sensibles de presión como un paso sucesivo de distintos tipos de nubes. Así, en
lo referente a la presión, se puede indicar que la llegada de la perturbación y al paso del frente cálido o al
paso de la cabecera del sistema nuboso, se podría observar una bajada importante de la presión (baja
barométrica) con licencia hasta que pasa el frente frío, que marca el límite con el aire frío posterior, más
denso. Una vez pasado este frente la presión empieza a aumentar de manera notoria.
Sistemas nubosos asociados a la perturbación.
Los frentes fríos y cálidos son los sectores privilegiados de condensación, puesto que representan la zona de
contacto entre masas de aire de características distintas con las consiguientes consecuencias en lo que se
refiere a procesos ascendentes y subsidentes y a la formalización de sistemas nubosos.
Al aproximarse la perturbación, aparecen unas señales en la parte alta del horizonte que pueden ser
percusoras del mal tiempo, surgen así unos cirros filamentosos, los cuales, cuando se juntan dan lugar a
cirroestratos y, a través de los cuales, se puede apreciar fenómenos de halos. El espesamiento de los
cirroestratos da lugar a la aparición de cirrocúmulos.
A medida que el frente cálido se va acercando a la superficie, las nubes empiezan a ser más bajas, incluso
aumentan de volumen y dan lugar a los altoestratos, nubes medias que cuando empiezan a formalizarse van
acompañadas de un descenso de presión y un cambio de dirección del viento; al paso del frente cálido
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aparecen los numboestratos y empieza la lluvia. Una vez que ha pasado el frente cálido, en el sector de
enlace o de transición entre ambos frentes se aprecia una mejoría del tiempo, más sensible que las estaciones
veraniegas, en la que pueden aparecer cúmulos o altocúmulos de buen tiempo, pero no se produce
precipitación.
En invierno, el sector de enlace suele traducirse en la aparición de estratos y brumas propias de un
continente más o menos enfriado. La llegada del frente frío, a continuación, va a acompañado de una fuerte
inestabilidad con poderosas nubes en forma vertical (en forma de yunque) y con precipitaciones en forma de
lluvia, granizo o nieve.
Una vez el frente frío, el viento vira en sentido anticiclónico, la presión aumenta y se mejora la visibilidad.
• El anafrente es propio de una discontinuidad de carácter anabático en la que la masa de aire situada en el
sector de transición queda entre el frente frío y el frente cálido.
• El catafrente es una discontinuidad de carácter catabático caracterizada por la presencia de una nivel
inversión en altura que está relacionado con un proceso de subsidencia que impide el ascenso libre de la
masa de aire pinzada entre los dos frentes, pudiéndose, como máximo, formalizar un sistema nuboso de
carácter estratiforme.
Evolución de las perturbaciones.
Las perturbaciones son fenómenos efímeros.
• Presencia de una discontinuidad que separa masas de aire de distintas características (polar marítima −
tropical marítima), las corrientes de aire a ambos lados ofrecen un comportamiento dispar en cuanto a
velocidad y dirección.
• Nacimiento de una ondulación simple, poco marcada en el flujo general.
• La pequeña onda se ha profundizado, vemos un desarrollo de la onda grande, pudiendo apreciar un cierto
reforzamiento de movimiento de torbellino que se está generando. Se aprecia el crecimiento de una
depresión en el ápice de la onda con un torbellino ciclonal en torno a ese ápice. Ya se distingue un frente
frío (triángulos) que avanza hacia el aire cálido y un frente cálido (mediocírculos) que retrocede del aire
cálido.
En estas primeras fases, el proceso dura entre 12 y 24 horas.
• El frente frío parece mostrarse más activo, tiene una cierta tendencia a desplazarse con mayor rapidez
porque el aire cálido que tiene por delante ofrece menor resistencia que el aire frío. El frente frío alcanza
al frente cálido al frente cálido, con lo que intuimos que se está produciendo el estrangulamiento del frente
cálido. Es el momento en el que se habla se frente ocluido u oclusión del frente y el proceso puede verse
acelerado por el relieve continental o por una situación de bloque anticiclónico que puede ayudar a
acelerar el proceso de oclusión.
La oclusión puede tener dos formas diferenciadas:
• en verano, el aire que hay sobre el mar es más frío que el que hay sobre el continente y lo llamamos
`oclusión del frente frío'.
• en invierno, el aire del mar está menos frío que el del continente y lo llamamos `oclusión del frente cálido'.
• El fenómeno empieza a desaparecer, las masas de aire desaparecen y queda un mínimo de la borrasca que
se ha producido.
La intensidad máxima de la onda ciclónica, en lo que hace referencia a gradiente de presión y a velocidad del
viento, se produce en el momento de la oclusión, porque hay una cierta redistribución de las masas de aire.
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El aire frío y denso queda constreñido, mientras que el aire cálido y menos denso es impulsado hacia arriba.
Esta redistribución se reduce en una especie de remolino en el que se puede producir una pérdida de energía
potencial, mientras que la energía cinética aumenta en forma de vientos (de ahí que con las borrascas los
vientos aumenten). Paulatinamente la fricción con la superficie hace desaparecer la energía cinética que
surge para compensar la pérdida de energía potencial, hasta que en los últimos momentos la desaparición de
la primera determine la desaparición del remolino y con ello el final del proceso.
TEMA 10: ANÁLISIS HISTÓRICO DE LA GEOMORFOLOGÍA.
La geomorfología es aquella ciencia que trata de describir y explicar la forma y el relieve de la superficie
terrestre. Se vincula al análisis se la génesis de las formas y de los procesos del modelado, a la descripción y
tipificación de sus procesos y a marcar las leyes de distribución espacial de los mismos.
Es una disciplina cultivada por geólogos y geógrafos, incluso podríamos establecer una diferencia de
partida: en EE.UU. la geomorfología está más ligada al tronco de la Geología, mientras que en Europa
parece más propia de los geógrafos, lo que nos indica que haya excelentes geomorfólogos cuaternaristas que
investigan en el campo de la Geomorfología
Puesto que se habla de esta doble tendencia, hay que analizar diferencias básicas entre la Geomorfología y
la Geología, ya que no es lo mismo. Ambas hacen referencia a coordenadas espacio − temporales, aunque en
la Geología el concepto `tiempo' parece una premisa necesaria e indispensable, mientras que en Geografía el
eje temporal pasa a tener una consideración secundaria. Lo que le importa al geógrafo es aquello que tiene
representación espacial y volumétrica y que es origen se una determinada forma de modelado, que da origen
a un tipo de paisaje.
El comienzo de la Geomorfología parece remontarse a finales del s. XVIII y principios del s. XIX, con
trabajos de geólogos, ingenieros y fisiógrafos, entre los que cabe destacar a Hutton, Gilbert o De la Noe, que
van constituyendo el armazón de la Geomorfología como tal. En el primer tercio del s. XX se señalan dos
líneas de pensamiento perfectamente diferenciadas, por un lado la representada por la Geomorfología
davisiana, en EE.UU., con un carácter deductivo y entroncada con el evolucionismo positivista que en esos
momentos representa Darwin. Por otro lado, la escuela europea (sobre todo alemana) representa por
Albercht y Walter Penck (padre e hijo), que se muestra partidaria de un tratamiento integrado por los
elementos que definen los diversos sectores de la superficie terrestre, es decir, inciden en el tratamiento del
paisaje.
Escuela davisiana.
Davis, geomorfólogo estadounidense, recoge en sus investigaciones los avance que, en este campo, se han
producido gracias a los trabajos de sus predecesores, destacando a Hutton y a Lyell. Para Davis las formas
del modelado son estudiadas desde el punto de vista evolutivo, es decir, de una forma similar al tratamiento
que se pudiera dar a un elemento biótico; tomando en consideración las ideas evolucionistas propugnadas
por Darwin.
Los postulados básicos de Davis pueden resumirse en:
• Relativiza la importancia de la estructura geológica de la explicación geomorfológica.
• Énfasis que Davis da al factor tiempo y al desarrollo evolutivo del paisaje.
• Considera esenciales en la erosión los procesos característicos de los paisajes templado − húmedos, a los
que llama `erosión normal' que habría que identificar con la erosión fluvial (escorrentía).
Las ideas de Davis hallaron eco en Nueva Zelanda con Cotton, EE.UU. con Peltier, Gran Bretaña con
Wooldridge e incluso la escuela francesa con Martonne y Bauling. Alguno de ellos, sobre todo, los
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geomorfólogos franceses, introducen adaptaciones, reformas a la teoría del ciclo de erosión normal de Davis.
Así, Martonne resalta el papel del clima en el modelado y la importancia del factor antrópico. Por su parte
Birot defiende un mayor rigor y detalle a la hora de establecer la observación de los fenómenos de la
Naturaleza. Mientras, Bauling afirma que las formas del modelado son policíclicas, no se produce un sólo
ciclo de erosión, sino varios.
Hacia 1950, ya se pueden vislumbrar posturas cercanas a la ruptura con el davisianismo. Es el caso de
Bryan (1950), King (1953), Dresch o el propio Cholley; incluso la crítica se acentuará desde la misma
escuela norteamericana e inglesa, línea representada por Horton y Stralher. Éstos plantean la necesidad de
superar el nivel descriptivo de Davis, aportando en sus estudios planteamientos cualitativos y experimentales.
Escuela de los Penck.
Representa la controversia, la oposición. Son los fundadores de la escuela alemana que mantiene vivo el
legado dejado por los naturalistas del s. XIX, entre los que cabría señalar a Ritchöfen. El concepto básico de
los Penck es el `landschaft' (paisaje), el paisaje es su concepción integradora.
Por otro lado, más que un método, los Penck proponen un sistema de trabajo; sus planteamientos son un
ejemplo de observación detallada y medición de las formas del relieve, dentro de la mayor tradición
empirista del positivismo tardío. Apuntan por una metodología que intenta describir e interpretar el origen y
evolución de las formas del relieve, a partir de la observación; al tiempo que se percatan de la necesidad de
considerar otros factores no geomorfológicos en la interpretación del paisaje, como pueda ser el clima o la
vegetación. Los Penck están poniendo el armazón de lo que será la Geomorfología Climática.
Esta orientación paisajística de los Penck no tuvo la aceptación general que había tenido la teoría de Davis,
pero su constitución a la geomorfología fue definitiva, tanto por su oposición a lo davisiano como por su
aportación al mostrar la dependencia climática de la morfología y el papel catalizador de la vegetación en la
evolución del relieve,.
MINERALES Y ROCAS
A veces la monotonía o diversidad que pueda manifestar un paisaje puede derivar de la uniformidad o
variedad mineralógica y estructural del sustrato, es decir, que puede que guarde una relación grande con el
tipo de roquedo; de ahí la importancia para el Geomorfólogo del estudio de las rocas. Las formas del
modelado también están en función, no sólo del roquedo, sino también, a veces, de las condiciones climáticas,
meteorológicas y del tipo geológico. Podríamos afirma que a veces, estos paisajes llanos y monótonos que
caracterizan ciertos espacios terrestres, no siempre implican uniformidad de los materiales, puesto que
pueden ser otros los parámetros que hayan constituido su formación.
Por todo ello, para comprender los controles geológicos sobre las formas del modelado, se hace necesaria
una visión sobre aspectos relacionados con la mineralogía y la petrología, es decir, ciencias encargadas del
estudio de las propiedades física y químicas de las rocas, sus constituyentes minerales y los productos
resultantes de la meteorización.
MINERALES.
El mineral es una porción de materia sólida, homogénea, con idénticas propiedades en todas sus partes.
Puede constar de un solo elemento (azufre, oro, carbono...), pero en otros casos existen minerales que pueden
ser fruto de una composición química (Cloruro Sódico [sal]: ClNa o Sulfato Cálcico Hidratado [yeso]: SO4
Ca 2H2O).
Pueden presentarse en los tres estados físicos en los que se presenta el agua, líquido (mercurio), sólido o
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gaseoso (mofetas volcánicas). A su vez, pueden presentarse en estado cristalino o amorfo, el primero es
propio de aquellos que aparecen como sólido y vienen definidos por la repartición periódica y geométrica
determinada por la posición de sus átomos; medio ordenado en el que los átomos se colocan siguiendo una
figura que se repite de forma indefinida y periódica en las tres direcciones espaciales. El estado amorfo es
propio de minerales en estado líquido y gaseoso, de los vidrios o incluso de los plásticos; es un estado menos
ordenado, donde los átomos se encuentran repartios sin periodicidad, en una disposición al azar y con una
estructura desordenada.
Propiedades externas y físicas de los minerales.
Pueden ser descritas en el campo cuando se está realizando su extracción y descritas en las mediciones de
laboratorio.
• Densidad. Es la relación entre la masa del cuerpo y la de un mismo volumen de agua. La mayoría de
los minerales tienen densidades en torno a 2'6 (calcita, sal gema, dolomita...) y existen materiales
más pesados (olivino o los anfíboles) y otros más ligeros (talco, caolín, yeso...)
• Dureza. Es la resistencia que opone un cuerpo sólido a la destrucción de su estructura; un mineral es
más duro que otro cuando en primero raya al segundo. Existe la escala de Mohs, cuyo elemento de
mayor menor dureza es el talco (1), seguido por el yeso (2), la calcita (3), hasta llegar al más duro
que es el diamante (10). Se puede hacer una predeterminación aproximada sobre los minerales
recogidos en el campo; la una raya fácilmente los cristales de yeso, pero no la calcita, el filo de una
navaja suele rayar los minerales con una dureza 4, el vidrio es arañado por el cuarzo y el mineral
más abrasivo es el diamante que, con una valoración 10, lo raya todo.
• Transparencia. Podemos llegar a tres grados distintos, según dejen pasar más o menos la luz. El
mineral transparente deja pasar completamente la luz, el translúcido deja pasar la imagen pero no la
luz y el opaco no deja pasar nada de luz. Para valorar el grado de transparencia se utilizan
fragmentos delgados de mineral que la permitan comprobar.
• Brillo. Muestra el poder reflectante de los cristales del mineral, de mucho a poco brillo. Podemos
cualificar el mineral y decir que tiene brillo metálico, aplicable a la mayoría de los minerales opacos
(plata, oro, galena...) o, si son translúcidos, se puede hablar de brillo lapídeo. En algunos casos el
brillo puede ser matizado por comparación con otros objetos de uso diario; así tenemos el brillo
vítreo, graso, nacarado o resinoso. Hay minerales que están desprovistos de brillo, con un aspecto
mate y terroso, como es el caso de las arcillas.
• Color. No es un rasgo distintivo, puesto que muchos minerales pueden presentar distintos coloridos
según la época geológica de su formación, incluso muchos de ellos muestran colores alterados por la
meteorización. El verdadero color de un mineral o una roca se conoce cuando se fractura y aparece
en la superficie limpia de fractura que se puede observar.
• Gusto y olor. Hay minerales solubles, que se disuelven parcialmente con la humedad bucal, y su
solución puede tener un sabor salado (sal gema), los hay con un gusto amargo (epsomita) o con un
gusto más dulce (bórax). Otros minerales absorbe en el agua de la boca o labios y parecen adherirse
a estos; es el caso de la arcilla. Otros tiene un cierto olor, sobre todo en ciertas rocas que cuando se
parten huelen mal (calizas fétidas); esto es por la formación y litificación de las calizas sobre
antiguas ciénagas. También los hidrocarburos, que son minerales en estado líquido que huelen
(metano o petróleo).
ROCAS.
La roca es una porción de la corteza terrestre que presenta una homogeneidad relativa y que puede estar
integrada por varios componentes, si dentro de estos predomina uno sobre otros, entonces este predominio se
manifiesta en su denominación. Por ejemplo roca caliza si predomina calcio o carbonatos o silícea si
predomina la sílice.
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Roca no quiere decir lo mismo que piedra, su concepto no implica una dureza determinada; hay rocas muy
duras (granitos), pero también hay otras que son plásticas y maleables, sobre todo en su contacto con el agua
(arcillas), y otras que están totalmente sueltas como las arenas.
Clasificación de las rocas.
Se pueden tener varios criterios:
• Mineralógicos: clasificación de rocas teniendo sólo en cuenta el predominio de uno u otro mineral.
• Geológicos: atienden a la formación de las rocas, desde el punto de vista geológico. Se habla de
rocas sedimentarias, rocas plutónicas, filomianas y efusivas y rocas cristalofílicas.
• Geomorfológicos: se distingue entre rocas sedimentarias, rocas cristalinas y rocas volcánicas.
• Petrográficos: es el criterio más adecuado por su sencillez y clasifica los materiales atendiendo a la
composición, formas y relación de sus minerales, es decir, a la textura del material. Considera tres
grandes conjuntos de rocas, las rocas sedimentarias, las rocas ígneas y las rocas metamórficas.
• Genéticos: según el origen supuesto de la roca, las características físicas o químicas del material
tienen un plano secundario. Aplicando esta clasificación se distinguen: rocas de origen externo
(rocas exógenas) que se relacionan con las rocas sedimentarias, mientras que se habla de rocas de
origen interno (rocas endógenas) cuando se forman en el interior de la tierra; dentro de estas hay
que diferencias entre rocas eruptivas y rocas metamórficas.
Rocas sedimentarias.
Su formación es externa y surgen bien por la destrucción de otras rocas o bien por la precipitación química
que tiene lugar en el seno de las aguas marinas o lacustres. Ya sean detríticas o rocas de precipitación
química, las rocas sedimentarias tienen como característica el disponerse entroncadas o en estratos, teniendo
en cuenta que un estrato es una unidad de sedimentación elemental, que se encuentra limitada por dos planos
estratigráficos. Según el espesor de los estratos podemos hablar de hojas, inferior a 2 mm, (estrato folial), de
capas cuando tienen algunos centímetros de espesor y de bancos cuando alcanzan un metro o más de
potencia.
La génesis de las rocas sedimentarias están condicionada por los siguientes procesos
• Proceso de destrucción de masas rocosas por meteorización y erosión.
• Proceso de ablación de los productos resultantes.
• Proceso de transporte de los materiales, ya sea en estado líquido o sólido.
• Proceso de sedimentación o depósito en áreas que pueden ser continentales, marinas o lacustres.
• Proceso de diagénesis o transformación del sedimento en roca sedimentaría. Este proceso puede dar lugar
a una serie de cambios en el sedimento para adaptarse a las nuevas condiciones fisicoquímicas, siendo los
más comunes la destrucción y la formación de unos y otros minerales, la pérdida de agua y la
compactación, es decir, en endurecimiento.
Todos estos procesos se justifican porque los sedimentos, por lo general, tienen gran cantidad de poros y
espacios libres que bien están llenos de agua o de aire. Por compactación (una de las fases de la diagénesis),
estos vacíos se van reduciendo a la vez que van registrando un cierto apretamiento de las partículas
materiales y una pérdida de la porosidad.
Por otro lado, el movimiento del agua a través del sedimento puede producir nuevos efectos diagenéticos,
como la cementación o precipitación química del material disuelto en el agua. Puede asimismo producir la
disolución de parte de los materiales o incluso una determinada acción química, que pueda alterar o
modificar la composición de la roca. En conjunto, el fenómeno de la diagénesis modifica intensamente los
depósitos sedimentarios y da origen a rocas con mayor coherencia, más compactas y más duras que los
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sedimentos de las que parten.
Características mineralógicas y físicas de las rocas sedimentarias.
Desde el punto mineralógico, se caracterizan por la naturaleza de sus constituyentes minerales y de sus
sedimentos. Algunos de estos elementos proceden directamente del magma (por ejemplo erupciones
volcánicas), pero la inmensa mayoría de los sedimentos son de origen detrítico, es decir, originados por los
materiales suministrados por los procesos de meteorización y erosión, que actúan sobre las tierras emergidas
y que pueden sedimentarse.
En las composición química de las rocas sedimentarias entran un reducido número de elementos, los más
importantes son el oxígeno, la sílice, el aluminio, el hierro, el magnesio, el calcio, el sodio, el potasio, y, por
supuesto, el carbono y el hidrógeno, y casi siempre en forma de óxidos, por la presencia de oxígeno en la
atmósfera.
Desde el punto de vista de los minerales fundamentales, la mayoría de rocas sedimentarias ofrecen la
presencia de cuarzo, feldespato, mica, calcita, dolomita y óxidos de hierro y yeso. En conjunto, la
composición mineralógica de las rocas sedimentarias es variada, pese al corto número de elementos
químicos que entran en su formación.
Características físicas de las rocas sedimentarias. Textura y estructura.
La textura de la roca sedimentaria son aquellos aspectos geométricos que presentan las partículas que la
componen, aspectos que vienen a ser el resultado de las diferentes condiciones ambientales en las que se
desarrolla el transporte y el depósito de los sedimentos.
Una primera característica textural que puede definir a una roca detrítica (se forma a partir del troceamiento
de otras rocas) es la relación existente entre la trama (conjunto de partículas que forman el armazón de las
rocas), matriz (fracción detrítica más fina que rellena parcialmente los huecos que quedan entre la trama) y
cemento (material de precipitación química que se origina durante la diágenesis, que sirve para apelmazar y
dar solidez).
Algunos depósitos detríticos sólo están constituidos por trama (arenas), sin cementación, también podemos
encontrar depósitos que, además, tengan matriz (playas donde junto a cantos haya también arenas) y cuando
tenemos depósitos que están cementados está clara la estructura de una roca sedimentaria cementada
(conglomerados
Por otro lado, los componentes de la trama de un sedimento son partículas de minerales o pequeños trozos de
roca, de forma muy variable, incluso de dimensión muy variable. Podemos encontrarlos desde una micra
hasta tamaños superiores y los hay desde fragmentos más o menos esféricos a formas distintas y muy
angulosas.
La medida del tamaño de las partículas que forman la trama constituye una parte de la sedimentología que se
llama granulometría y cuando se hace una clasificación de las partículas, atendiendo al tamaño que
presentan, se suele hacer con unos tamices. La medida de las partículas y la definición de sus formas,
constituye aspectos texturales muy importantes para la determinación de los procesos y agentes que han
intervenido en el arranque, erosión y deposición del material. El resultado de esos análisis se materializa
gráficamente en histogramas granulométricos de frecuencias y en curvas acumulativas.
Analizando esto, podemos afirmar que cuando las curvas presentan mucha pendiente (a) se dice que el
sedimento se ha formado después de una gran selección, mientras que en el caso (b), cuando la pendiente es
suave, se interpreta que el sedimento ha sido poco seleccionado.
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Por otro lado, los estadios de granulometría permiten, además de hacer interpretaciones genéticas, definir
los sedimentos en función de los valores medios o incluso de la mediana. Atendiendo a esos valores medios
tenemos tres tipos de sedimentos:
• Sedimentos gruesos, que son aquellos cuyo tamaño es superior a los 2 mm de diámetro, que se conocen con
el nombre de ruditas.
• Sedimentos medios, comprendidos entre los 2 y 1/16 mm, que se conocen con el nombre de arenitas.
• Sedimentos finos, con tamaños inferiores a 1/16 mm, que se conocen con el nombre de lutitas.
Observar la forma de los granos es difícil de estudiar, ya que la mayor parte tiene formas irregulares. Los
métodos de laboratorio son diversos y se fundamentan en establecer grados de semejanza de esos granos con
formas geométricas más o menos conocidas. Hay dos criterios que pueden servir, la esfericidad (mayor o
menor grado de semejanza con un esfera) y el redondeamiento (medida de la forma atendiendo a las formas
de las aristas y a los vértices de la partícula).
El grado de redondez de los granos va en función de la energía y longitud del transporte realizado y se debe
básicamente al desgaste de las partículas por choques y rozamientos entre sí y con la superficie de
transporte.
La estructura: las rocas sedimentarias se disponen, casi siempre, en capas superpuestas o estratos, de tal
manera que un estrato podríamos definirlo como una unidad de sedimentación elemental, que está limitada
por dos planos estratigráficos. En general hemos de admitir que la estratificación se origina por los cambios
que se producen en el medio sedimentario, tanto en la cantidad y tipo de partículas que llegan a ese medio,
como en la velocidad de la sedimentación. De tal modo que cada estrato corresponde al depósito de un
intervalo de tiempo concreto, también se pueden encontrar fósiles animales que nos sirven para realizar
dataciones.
Una sucesión de estratos dispuestos paralelamente uno sobre otro representa el depósito en diversos
intervalos de tiempo sucesivos, en los que los situados más próximos a la superficie (I) son los más recientes,
mientras que los más profundos (III) se corresponden con los más antiguos. A veces esta disposición puede
variar ya que los estratos pueden modificarse o invertirse por lo efectos de un plegamiento. Ello se puede
deducir a partir de la geometría de los pliegues o bien en criterios basados en las propias estructuras
sedimentarias o incluso en la edad de los materiales deducidos de los fósiles.
La forma de los estratos viene definida por unas magnitudes entre las que destacamos el espesos y la
continuidad lateral.
El espesor varía, es muy diverso, hay estratos muy finos y muy gruesos, los que tienen dimensiones
milimétricas y los que tienen dimensiones que pueden llegar a decenas de metros. A la hora de clasificar,
hablaremos de hojas cuando el espesor sea menor a los 2 mm, si tienen algunos mm de espesor hablaremos
de capas y cuando la potencia del estrato sea superior (incluso por encima de un metro) hablaremos de
bancos.
La disposición que muestra internamente las partículas en los estratos (forma en la que se distribuyen) viene
del resultado de una serie de parámetros, entre los que hay que señalar el tamaño, la composición, la forma,
la orientación o el tipo de relleno. De ello, podemos deducir que la disposición de los estratos varía con las
condiciones de sedimentación. Así:
• Si las condiciones de sedimentación son tranquilas (fondo de un lago o un mar epicontinental), este medio
tranquilo favorece la distribución homogénea de las partículas y da origen a una estructura muy uniforma
que comúnmente conocemos como estructura masiva.
• La sedimentación se efectuará sobre la superficie con cierta pendiente, por ejemplo en una ladera, en un
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glacis o en una formación deltaica; la estratificación aparece inclinada u oblicua.
• La partículas se disponen en el seno de un lecho sedimentario en el que se aprecia la existencia de lechos
inclinados respecto de la superficie de estratificación horizontal. Suele ser el sistema más propio de las
condiciones dinámicas provocada por corrientes fluviales, corrientes marinas o corrientes eólicas.
Corrientes que registran a lo largo de su existencia ciertas variaciones, tanto en intensidad como de
dirección.
A este tipo de estratificación la llamamos cruzada o entre cruzada y se trata de un tipo de depósito propio de
formaciones deltaicas, pero sobre todo la estratificación cruzada más característica es la de las dunas, ya
que están en constante movimiento.
De todo ello podemos deducir que la disposición de los estratos está directamente relacionada con las
condiciones de sedimentación, hasta el punto que podemos diferenciar:
• Arenisca con una estructura de deposición paralela.
• Arenisca con una estructura de deposición inclinada.
• Conglomerado con una estructura de deposición paralela.
• Conglomerado con una estructura de deposición inclinada.
Una sedimentación que se desarrolla sin interrupción da lugar a una estratificación concordante, no hay
interrupción entre I y V y se caracteriza por el paralelismo entre los espacios. Si en un momento el proceso
de sedimentación, por causas ambientales, tectónicas, etc., interrumpe el proceso, puede darse la ausencia de
un cierto estrato, dando origen a lo que se llama una laguna sedimentaria (salto en el tiempo sedimentario).
Este hecho se refleja por una discordancia o ruptura de la secuencia sedimentaria, motivada por algún tipo
de alteración en las condiciones de sedimentación.
Son varias las discordancias que se pueden dar, las más sencillas son aquellas en las que las rocas
sedimentarias sustituyen a las rocas metamórficas o rocas ígneas y se trataría de una serie no conforme.
También puede darse el caso de discordancias en las que los estratos de las rocas subyacentes tienen una
inclinación diferente a los estratos que tienen por encima, es decir, a los suprayacentes. Se trata de una
discordancia angular por plegamiento de la tierra.
Además de estas estructuras sedimentarias y de su disposición, hay otras estructuras sedimentarias que se
originan durante el depósito, sobre las superficies de estratificación. Las más frecuentes:
• Las que se relacionan con las marcas de corriente que se producen cuando un río y las partículas que
arrastra este sistema fluvial erosionan el fondo, dejando en él a modo de estrías, acanaladuras o
cavidades.
• Los que se relacionan con los `ripples', que serían estructuras o modelados producidos en sedimentos que
no están consolidados (arenas) provocado generalmente por la acción de los flujos o bien por flujos de tipo
eólico.
• Grietas de tracción o desecación propias de las arcillas o limos, que suelen ser estructuras originadas en
este tipo de materiales, que cuando pierden agua se contraen y generan un tipo de estructura más o menos
enlosada.
• Marcas de organismos vivos como huellas de pisadas o reptaciones de determinados organismos sobre una
superficie de lodo.
Dentro de un estrato se pueden dar variaciones de tipo litológico, que dan matices diferenciadores; estas
variaciones reciben el nombre de facies, y desde el punto de vista de la formación de las rocas se pueden
distinguir entre:
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♦ Facies detríticas cuando los materiales que se sedimentan resultan de la destrucción de otras
rocas. De este tipo son las arenas y las areniscas.
♦ Facies de origen químico cuando en las aguas del mar o en cualquier corriente de tipo fluvial
se produce una precipitación química que da lugar a una reacción con el consiguiente
precipitado de determinados materiales.
♦ Facies de origen orgánico cuando está formada por restos de animales o plantas.
Según el origen de los materiales podemos hablar de:
• Facie continental, el depósito está sobre superficie continental.
• Facie lagunal, el depósito está sobre un espacio lacustre.
• Facie marino, el depósito está sobre un espacio de superficie oceánica, pudiéndose distinguir entre
facies neríticas (a menos de 200 m), batiales (entre 200 − 2000 m) o abisales (a más de 2000 m de
profundidad).
En un mismo estrato se pueden apreciar distintos tipos de facies como el cambio lateral de facies, que
presenta formas de lo más variado y donde las más comunes son el difuso, paso de unas características de
sedimentación, siempre dentro de un mismo estrato.
En ocasiones, sobre todo en corrientes con comportamientos irregulares y esporádicos en sus caudales, se
suelen dar frecuentemente la presencia de lentejones.
Las facies hay que interpretarlas como aquellas características litológicas, petrográficas, faunísticas y
florísticas que poseen un sedimento en toda su extensión y que revela las condiciones medioambientales de
sedimentación. En el caso del cambio lateral de facies muestra sensibles variaciones dentro del mismo
estrato.
Clasificación de las rocas sedimentarias.
En cuanto a los criterios que se adoptan, lo normal es que se tenga un criterio descriptivo o genético.
Utilizando el primero, estos tienen por objeto establecer una especie de catálogo que, para cada roca,
podamos dar una característica dominante que pueda servir para caracterizar esa roca. También se puede
utilizar el segundo y hacer referencia al proceso que ha generado la aparición de la roca en cuestión. Vamos,
por su sencillez, a utilizar una clasificación descriptiva, y podemos decir que las principales rocas detríticas
se dividen en rocas con granos no cementados y rocas con granos cementados.
Las primeras suelen clasificarse atendiendo a criterios físicos de tamaño y existe una clasificación en las que
hablamos:
• bloques: más de 20 cm.
• cantos y guijarros: 2 − 20 cm.
• gravas: 2 mm − 20 mm.
• arenas gruesas: 0'2 − 2 mm.
• arenas finas: 20 − 200 µ
• limos: 2 − 20 µ
• arcillas: menos de 2 µ
Estas rocas detríticas no cementadas tienen un origen muy diverso; unas proceden de la destrucción de otras
rocas (roca madre) y permanecen sobre ella formando un elemento de meteorización, que llamamos regolita;
se forman elementos orgánicos sobre ella éstos se descomponen, así se unen la fracción mineral y la fracción
orgánica y se origina el suelo, desde un punto de vista agrícola o de aprovechamiento.
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En otros casos los elementos meteorizados de la roca madre son transportados por diversos agentes a
lugares diferentes a los de su origen, dando lugar a rocas sedimentarias eólicas, como pueden ser los loess
(depósitos de materiales arrastraos por el viento desde formaciones glaciares, como son los campos de trigo
de Ucrania).
De las rocas con granos cementados las más importantes son los conglomerados y las areniscas.
El conglomerado es un conjunto cementado formado por granos de muy distinto tamaño (trama), ésta está
constituida, normalmente, por cantos o guijarros, aunque hay conglomerados cuya trama está formada por
bloques.
Reciben distintos nombres en función de la presencia de trozos con aristas, es decir, de la angulosidad que
presenten los elementos de la trama o del grado de cementación o dureza. Atendiendo a lo primero, si esos
cantos están muy rodados, a ese conglomerado se le llama pudinga (´Monserrat'); si los cantos son
angulosos, a ese conglomerado se le da el nombre de brecha (común en los lugares donde ha habido una
falla; `brechas de falla'). Atendiendo al segundo aspecto, puede darse el caso de que tanto las pudingas como
las brechas tengan un grado de cementación bajo, que estén en vías de cementación, entonces se le da el
nombre de fanglomerado.
Hay un tipo especial de conglomerado que es de origen glaciar, que se caracteriza porque en él los
fragmentos que aparecen en sus estructuras son de tamaños muy variados, lo que da lugar que, al lado de
grandes bloques, se encuentren partículas de dimensiones muy pequeñas, entonces aparecen rocas que son
las tillitas.
Otra roca sedimentaria son las areniscas, que son arenas cementadas, que suelen estar formadas por granos
de cuarzo muy finos, del tamaño de las arenas finas, y todo el conjunto suele estar cementado con material
silíceo; su lugar de formación suele corresponderse con el fondo de los mares.
Otro tipo son las rocas arcillosas; las arcillas son el resultado de la alteración superficial de otras rocas
preexistentes, sobre todo de rocas que presentan un alto contenido en minerales alumínicos. Si el proceso de
alteración avanza poco a poco, los materiales arcillosos que resultan de ese proceso, permanecen en ese
mismo lugar, dando lugar a arcillas residuales; sabiendo que, como esos depósitos están formados por
materiales poco coherentes y las arcillas en general son partículas de mínimo tamaño, pueden ser fácilmente
trasladadas de un lugar a otro, bien en suspensión en el agua o bien arrastradas por el viento. Cuando esas
aguas o viento se detengan, las arcillas en suspensión van a ir depositándose lentamente y originando un
depósito característico que son las arcillas sedimentarias.
Desde el punto de vista puramente mineralógico, las arcillas son rocas de gran complejidad, formadas por
minerales arcillosos del tipo del caolín, la montmorillonita o la illita.
Hay que interpretar que las arcillas son rocas sedimentarias grandes, de tacto suave, que ofrecen tonos muy
variados (blanco, grises o rojos) y que son muy apreciadas en el mundo de la cerámica (tanto artesanal como
para la construcción).
Como rocas no detríticas, hay que hacer referencia a las rocas de precipitación química, las más frecuentes
en la superficie terrestre son las rocas carbonatadas (ricas en carbonato cálcico y magnesio). El tipo más
frecuente son las calizas, que son rocas sedimentarias que forman unos relieves muy originales y representan
alrededor del 20 % de las rocas sedimentarias. El origen de estas rocas carbonatadas, proceden
generalmente del calcio de las soluciones y se forma por procesos de precipitación físico − química o
bioquímica. Por su composición química y mineralógica, se diferencian los siguientes grupos de rocas
carbonatas:
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• Calizas, cuando la roca tiene más del 95 % de calcita.
• Calizas magnésicas, cuando tiene un 90 % de calcita y el resto de dolomita.
• Calizas dolomíticas, cuando hay entre 50 − 90 % de calcita y el resto de dolomita.
• Dolomías calcáreas, cuando hay entre 50 − 90 %de dolomita y el resto de calcita.
• Dolomías, cuan el contenido en dolomita es superior a 90 %.
El elemento dominante en las rocas carbonatas es el carbonato cálcico (CO3 Ca), si domina éste, lo que
suele aparecer es la calcita. Otro componente importante es el carbonato magnésico (CO3 Mg), por lo tanto
las rocas carbonatas surgen de la amalgama de CO3 Ca (calcita −> caliza) y de CO3 Mg (dolomía −>
dolomita).
Ambas, dolomías y calizas, tienen un carácter común, y es que son atacadas fuertemente por los procesos de
disolución, puesto que los carbonatos son atacados fácilmente por el agua cargada bien de ácidos carbónicos
(o sus componentes de CO3 H2) o bien por ácidos orgánicos fruto de la descomposición del humus de las
plantas.
Esa facilidad provoca una reacción, el carbonato es disuelto (apareciendo bicarbonato) y facilita la
aparición de paisajes característicos como el modelado kárstico; y un tipo característico de rocas
carbonatadas lo encontramos en las proximidades de las aguas ricas en bicarbonatos, como es el caso de las
tobas calcáreas y los travertinos (estalactitas y estalagmitas).
Estos depósitos sedimentarios son producto de la precipitación rápida de los carbonatos cálcicos procedentes
de la solución de los bicarbonatos, de tal modo que cuando el agua saturada en carbonato cálcico y
anhídrido carbónico se somete a un aumento de temperatura (al salir al exterior en una fuente) o a un
descenso de la presión (en lo alto de una caverna subterránea) se produce la precipitación. En el primer caso
dará lugar a las tobas calcáreas, mientras que en el segundo a los travertinos, mucho más duros y de un
aspecto no tan poroso como los anteriores.
Rocas cristalinas o ígneas.
Son rocas formadas por un proceso de enfriamiento y consolidación de la materia en estado de fusión, de
origen profundo (son rocas endógenas). Pueden converger lentamente hacia la superficie, por lo que el
proceso de enfriamiento es lento y aparecen muy cristalizadas.
Hay que realizar determinadas reflexiones, ya que no todas tienen el mismo origen o proceso. Si el proceso se
produce de una forma lenta, de modo que afloran en la superficie por un proceso de erupción, entonces se
llaman rocas volcánicas (lavas); pero si en el proceso de ascenso permanecen en el seno de la corteza
terrestre, se llaman plutónicas, y ambas pueden considerarse como rocas magmáticas o eruptivas.
Por otro lado, si se solidifican al derramarse sobre la superficie, bien sea en áreas continentales o bajo el
agua, a esas rocas las llamamos efusivas o extrusivas, y quizá las más conocida sea el basalto. Si en el
momento de producirse la salida al exterior, se endurecen a partir del material fundido inyectado por debajo
de la superficie, hablamos de rocas intrusivas, siendo la más característica el granito, aunque también se
conocen con el nombre de plutónicas porque aparecen formando plutones.
En general, la mayor parte de las rocas ígneas tienen un predominio grande de silicatos, de tal modo que ese
contenido en sílice constituye un criterio de diferenciación que puede resultar determinante a la hora actuar
la erosión diferencial. Atendiendo a ese criterio podemos distinguir entre rocas ácidas (más del 65 % de
sílice), siendo la más conocida el granito; rocas básicas (menos del 50 % de sílice), en las que dominan los
productos básicos (pH > 7) por ejemplo los basaltos; y las rocas ultrabásicas (menos del 45 % de sílice)
como es el caso de las peridotitas.
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Todos ellos muestran un aspecto granudo, muestran también una apariencia de un conjunto de agregado de
cristales y una característica común a todas ellas que es sus átomos, sobre todo en las plutónicas, ya que se
disponen de forma ordenada y los minerales que contienen aparecen cristalizados (por surgir poco a poco).
Los granitos ofrecen la posibilidad de ver una estructura granuda, de granos gruesos; dentro de las
variedades granudas se duelen diferenciar entre: graníticas (granos con tamaños más o menos uniformes),
mientras que si uno o dos minerales de los que forman la roca son grandes se habla de una estructura
porfídica.
Por la importancia que tienen las rocas plutónicas, se conocen a las rocas que se han formado en el interior
de la corteza terrestre, que han podido fluir hacia la superficie y que en la actualidad pueden ocupar grandes
extensiones de ella, sobre todo debido a la meteorización de los agentes atmosféricos o geológicos. Estas
rocas plutónicas aparecen sobre la superficie en yacimientos muy variados que, según su tamaño e incluso su
forma se las conoce como:
• Batolito: gran masa de roca plutónica que ocupa grandes extensiones de terreno, generalmente más
100 Km2.
• Lacolito: masa de tipo lenticular de proporciones más reducidas que la anterior.
• Lopolito: masa tabular de roca plutónica intercalada dentro de una serie sedimentaria.
El principal es el granito, que es la roca plutónica ígnea más abundante en la superficie de la Tierra, con
textura granuda y de color gris claro o grisáceo totalmente, y en algún caso de color rosáceo (granito roca).
Se encuentra formado por tres elementos que son el cuarzo, el feldespato y las micas, aunque hay otros
complementos o minerales accesorios como la magnetita, la turbalina o el piroxeno.
Normalmente suele aparecer en enormes masas, que reciben el nombre de plutones (en la Sierra de
Guadarrama), y también pueden encontrarse plutones graníticos en los Pirineos. Forma parte de un paisaje
típico que, en conjunto, le llamamos berrocales, donde lo que más llama la atención es la existencia de bolos,
que forma el `paisaje en bolas'.
La sienita, otra roca plutónica y muy parecida al granito, se distingue de este porque no tiene cuarzo (menos
del 10 %) y suele presentarse normalmente asociado con el granito y con el gabro en forma de filones o
diques, incluso en ocasiones, da lugar a pequeños plutones.
El gabro, también roca plutónica, de textura granuda y de color verde oscuro, con predominio sobre todo de
los feldespatos que le da este color y que se suele encontrar en pequeños plutones e incluso en las zonas
marginales de los macizos graníticos.
Dentro de estas rocas ígneas hay un subapartado que son las rocas cristalofílicas o filonianas; se trata de
rocas que se han formado a base de materiales magmáticos, pero que en esa consolidación se ha realizado,
no en grandes plutones, sino a través de grietas y fracturas. Debido a esta circunstancia los materiales se
muestran en forma de diques de dimensiones muy variables; algunas rocas de este tipo son los pórfidos y las
ablitas.
Las rocas volcánicas, de origen interno, surgen desde el interior de la Tierra hacia la superficie de una forma
repentina, no dándole tiempo a cristalizarse el material por el enfriamiento rápido. Atendiendo a la forma de
distribuirse, podemos distinguir entre dos grupos de rocas volcánicas:
• Volcánicas, propiamente dichas, que se originan por el enfriamiento y la consolidación de los materiales
lávicos en el mismo aparato volcánico o en sus alrededores. Se trata de materiales formados por la
consolidación de las lavas, entendiendo que el material fluido de la erupción, procedente del interior, se
extiende superficialmente a partir de la boca del volcán. Así, los gases que contienen el magma, o son
expulsados hacia el exterior o quedan aprisionados en el interior del material formando burbujas más o
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menos grandes. Cuando la proporción de esas burbujas es muy grande, a las lavas resultantes se las
conoce como lavas vacuolares, que tienen un aspecto escoriáceo; si las vacuolas son de tamaño pequeño,
son abundantes y quedan en el interior de la roca, ese material tendrá un carácter esponjoso, será una
roca más ligera y puede llegar a tener muy poca densidad, es lo que conocemos como pumita o también
piedra pómez. Si atendemos al tipo de minerales que tienen, las rocas volcánicas serán ácidas o básicas.
Dentro de las primeras hay que destacar al basalto, de color oscuro y con dominio de los olivinos y de los
piroxenos; si las rocas tienen otros componentes podemos hablar de rocas básicas, con dominio de sílice,
siendo las más significativas las traquitas que suelen tener un color más claro y altos contenidos en
feldespatos.
• Piroplásticas, que están constituidas por productos sólidos lanzados por la erupción volcánicas y que
reciben nombres como bombas volcánicas, lapilli, cenizas volcánicas, tobas volcánicas, aglomerados
volcánicos...
Rocas metamórficas.
Son rocas que han sido sometidas a algún proceso metamórfico, de cambio de su naturaleza. Pueden ser
rocas sedimentarias o plutónicas que han sufrido estas transformación, por ejemplo una arenisca que ha
dado lugar a una cuarcita o una caliza al mármol.
Los procesos de transformación dan como resultado la creación de nuevos minerales y el cambio de sus
estructuras; este cambio se debe a que, en la mayor parte de las ocasiones, los minerales que están con los
átomos desordenados, se ordenan dando lugar al nuevo producto.
Hay dos tipos fundamentales de metamorfismo:
• Dinámico, que se produce cuando una roca sufre una fuerte presión de tipo orgánico o tectónico (zonas de
fricción de un plano de falla), que dan lugar al mitonito. Por eso, al proceso que ocurre en un plano de
falla lo llamamos mitonitización, proceso de tipo metamórfico y de tipo dinámico.
• Térmico o de contacto, cuando una roca sedimentaria se pone en contacto con un centro térmico, que hace
transformar sus características.
Hemos de admitir que el proceso de metamorfismo lleva implícito una serie de transformaciones en las rocas,
sean sedimentarias o ígneas, pero con la particularidad de que la composición de esas rocas originales
juegan un papel determinante. Si partimos de una roca de composición mineralógica compleja como la
arcilla (sedimentaria) podemos obtener rocas metamórficas de composición variada: pizarra −> esquistos
−> micacita −> gneis.
Influencia de la litología y de la estructura en la conformación del paisaje.
La monotonía o variedad que pueda ofrecer un paisaje está directamente relacionada con la uniformidad o
variedad litológica y estructural que ofrezca el entorno. Esta afirmación no deja de ser del todo real, no deja
de ser una simplificación inexacta de lo que acontece en la naturaleza porque, con ella, estamos
prescindiendo del factor tiempo. Con el tiempo la acción erosiva de los agentes atmosféricos puede arrasar
un paisaje que antes se caracterizaba por su variedad y determinar, en ese arrasamiento, un paisaje llano y
uniforme.
También, en este aspecto, resulta difícil prescindir de otro factor, que es el clima, porque las rocas se
alternan de forma muy distinta según las características a que estén sometidas; el clima proporciona que los
materiales tengan un determinado comportamiento.
Modelado.
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Las rocas detríticas dan lugar a modelados diversos según el tipo de granulometría que presenten y el grado
de cementación. En ese sentido, las arcillas, caracterizadas por su impermeabilidad y su escasa resistencia,
son fácilmente erosionables por procesos relacionados con la escorrentía fluvial. Esto sucede hasta tal punto
que los materiales arcillosos se someten a precipitaciones de tipo torrencial en los lugares en los que la
vegetación sea escasa y dan lugar a un modelado donde predominan los surcos de erosión, los arroyuelos,
que justifican la existencia, sobre estos materiales, de una red de drenaje densa. Ésta es determinante de una
topografía quebrada que da lugar a un paisaje intransitable, incultivable que, en la terminología
anglosajona, se conoce como badlands o cárcavas que, cuando esos mismos materiales, sometidos a la
acción de la escorrentía, presentan mucha inclinación, generando paisajes acarcavados.
Otro material detrítico, las arenas, se caracteriza por su gran permeabilidad, por lo tanto, se dan en las
áreas donde dominan las arenas no cementadas, la escorrentía es menos intensa que en las arcillas y la
erosión es más lenta. En esas condiciones se tiende a unos relieves más elevados, que evolucionan más
lentamente que sobre materiales arcillosos.
En muchos casos, las arenas aparecen juntas con conglomerados más o menos sueltos. Las precipitaciones
torrenciales (grandes aguaceros) pueden condicionar la aparición de cárcavas que se manifiestan en
chimeneas o torres de erosión, cuya cima aparece protegida por una roca o fragmento rocoso de una cierta
dimensión, que condiciona que se conozca a este tipo de estructura como demoiselles coiffèes.
Por otro lado, cuando las arenas aparecen cementadas, las diaclasas y los planos de debilidad que puedan
presentar los materiales desempeñan un papel fundamental en el modelado, pudiendo generar cornisas,
torres, ventanas o arcos. Las ventanas y los arcos suelen ser más propias de rocas con contenido de arena
superior y para lo que se requiere que esa roca arenosa sea porosa y posea una consistencia suficiente
(areniscas compactas), al tiempo que aparezca cuarteada por un sistema de diaclasas paralelas y verticales.
La erosión puede progresar por esos planos delimitando diversos cuerpos rocosos de forma tabular y
anchura más o menos variable, según el grao de diaclasamiento. La continuada acción de meteorización
sobre esas paredes puede dar lugar a la aparición de pequeñas o grandes oquedades más o menos cóncavas,
que conocemos como taffoni, los cuales según el espesor de la pared, pueden determinar la aparición de
arcos o ventanas. Siempre hay que tener en cuenta que en la Naturaleza suelen aparecer más los arcos que
las ventanas, ya que la lluvia rebota en el suelo y salpica sobre la zona más baja de la arenisca.
Los conglomerados no suelen ser muy abundantes, pero, pese a su escasa presencia, han sido bastantes
estudiados y ofrecen características peculiares.
• Son rocas coherentes que ofrecen una cierta resistencia a romperse en fragmentos ante determinadas
acciones mecánicas y que se muestran muy resistentes a la erosión.
• Son rocas permeables que toleran fácilmente el paso del agua, sin sufrir grandes alteraciones lo que
justifica que sean resistentes a la erosión. La permeabilidad de los conglomerados se justifica
porque, en ocasiones, la unión entre clastos (trama, matriz y cemento) no es perfecta y puede dejar
pasar el agua.
• Son rocas mal estratificadas ya que los estratos suelen presentar gran longitud y las fases
interestratos suelen estar muy poco diferenciados.
• Son rocas diaclasadas, que poseen diaclasas de tensión verticales y horizontales. En general, estas
diaclasas de los conglomerados suelen entrecruzarse en ángulo y posibilitan con ello la
descomposición de las estructuras conglomeráticas en formas más o menos en formas de prismas. En
ocasiones también pueden aparecer diaclasas de compresión horizontales, que se producen al
desaparecer, de encima de la roca, parte del material que la podría recubrir. Se trata de
laminaciones horizontales que no debemos confundir con planos de estratificación.
En general, los conglomerados suelen ser más resistentes que las calizas y, por su carácter permeable y por
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la escasez de planos de estratificación, pueden dar lugar a relieves abruptos. Hemos de interpretar que el
modelado de los conglomerados está condicionado por las diaclasas que son la vía de penetración de los
agentes de meteorización, y no por los planos de estratificación que son casi inexistentes.
Por todo ello, debemos admitir que la erosión de los conglomerados suele provocarla cuando se filtra a
través de las diaclasas y ese procesos genera formas de relieve muy características como los tubos de órgano,
los mallos, las tolmeras, los cingles o los carallos.
Cuando la erosión del agua se realiza a favor de las diaclasas verticales se producen las tolmeras, que son a
modo de peñascos elevados en forma de mojones y que son característicos de las montañas de Montserrat o
de los Mallos de Riglos (Aragón). Otras formas de modelado son las piedras caballeras, entendidas como
bloques en equilibrio sobre otros inferiores más pequeños. También lo son los cingles y carallos que son
formas peculiares donde las diaclasas horizontales de descomposición juegan un papel importante que
contribuye a su forma más o menos escalonada. Si esas diaclasas de descompresión están muy juntas
aparecen los cingles o hamburguesas y si están más separadas aparecen los carallos. Ambas formas es
posibles observarlas en la cima de los Picos de Urbión entre otros lugares.
El modelado granítico.
Se aplica a las rocas que tienen su estructura engarzada grano a grano; a este tipo de material también se le
conoce como piedra borroqueña o piedra pajarilla. Se trata de una roca magmática, que se consolida en
grandes profundidades y que aflora hacia la superficie, sus características petrográficas y el modo de su
formación se relacionan directamente con su composición en la que dominan los feldespatos ( ± 60 %),
cuarzo y, en menor medida la mica (en un porcentaje mínimo − 2 ó 3 %). Otros materiales son la peridotita,
anfíboles o piroxenos.
El granito clásico tiene los cristales del mismo tamaño que los granos de arroz, por lo que se denomina de
textura granuda, si el grano es mayor a un centímetro se dice que la textura es dermatítica y si el grano es
más fino, se dice que la textura es aplítica. Podemos encontrarnos un tipo excepcional con granos de tamaños
muy heterogéneos, sin uniformidad de textura, es el caso de una textura porfídica.
Desde el punto de vista del modelado, la textura juega un importante papel, la mayor impermeabilidad del
granito se da en aquellos de granos más fino, ya que el ataque de los agentes de meteorización de produce a
través de las diaclasas y sobre todo a través de los puntos de cruce de éstas.
Aunque hay casos de estructuras graníticas que presentan diaclasas curvas que justifican procesos de
exfoliación, estas diaclasas son más bien de descompresión y son vías de penetración de los agentes erosivos,
que justifican la aparición de los nubbins. Normalmente los agentes que atacan al granito son fenómenos
relacionados con cambios térmicos y los procesos de influencia de la humedad atmosférica, que generan
reacciones químicas de sus componentes y procesos de hidrólisis.
El resultado de estos procesos es la descomposición del granito y la aparición de un residuo de tipo arenoso,
que se denomina alterita, productos este que es producido en un proceso por el que a través de las diaclasas
se inicia la descomposición del material. De tal modo, que en el seno de un áreas de alteritas, la parte más
descompuesta es la externa. Si las diaclasas son curvas, fruto de procesos de descomposición, esta
descomposición se hace en capas concéntricas (`en hoja de cebolla').
En cualquier caso, debajo de un área de alterita se forma un cripto modelado, que puede quedar al
descubierto cuando los agentes superficiales de erosión barran esa alterita. De esa forma, pueden aparecer
los berruecos, los lanchares o cualquier otro elemento típico del modelado granítico.
Entendemos por berrueco la individualización de un fragmento granítico sobre la superficie, cuando se
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acumulan varios berruecos sobre la superficie de alterita aparece lo que conoce como berrocal. Si estos
berruecos tienen una estructura en forma de torre, hablamos de un tor; si el núcleo del granito aflora sobre
la superficie tenemos un domo, que puede ser rebajado por la erosión; si es sometido a un proceso de
exfoliación queda una estructura más aplanada que serán los nubbins o también lanchas.
De todo ello, podemos deducir que en el modelado granítico podemos encontrar formas mayores y formas
menores.
Dentro de las mayores:
• Los nubbins son entendidos como a modo de cúpulas, un poco rebajadas que incluso pueden
presentar en sus cercanías lajas de descompresión medio colgadas.
• Los domos son entendidos como cúpulas a modo de culminaciones más o menos redondeadas, que
presentas pendientes convexas y que aparecen sobre la superficie con tamaños variables y, en la
mayoría de los casos, rodeadas por capas de alteritas. Existen distintos tipos de domos: típico (lados
convexos y más o menos regulares), disimétrico (uno de los lados con mayor pendiente que el otro),
domo con entrantes (parecido a una seta por mayor erosión al contacto con el suelo), múltiple
(varias combinaciones de cúpulas), conjunto de domos (varios domos separados por alteritas).
• Las cúpulas son parecidas a los domos pero de menor tamaño y se le estima una envergadura
máxima de unos 20 metros sobre la superficie.
• El inselberg habría que interpretarlo como un domo en el que las laderas se encuentran
prácticamente enmascaradas por material granítico y de descomposición, como una acumulación de
berruecos.
Dentro de las formas menores destacamos que en general hay que interpretarlas como aquellas que surgen
por la acción de la erosión diferencial, con relación a la distinta capacidad de absorción o retención de agua
por parte de la mica que forma el granito.
• Los pilancones son como pequeñas cubetas de fondo plano, que suelen tener arena en esos fondos y
que tienen un pequeño canal de desagüe. Cuando estos canales se ensanchan dan lugar a pilancones
que dan la sensación de una estructura similar a un sillón. Se inician en profundidad, aunque su
desarrollo superior es en superficie y la progresión de la forma hay que relacionarla con la acción
del agua que poco a poco, va proporcionando la descomposición de la mica y el feldespato. Todo ello
sin olvidar la acción mecánica en poros y fisuras del material.
• Acanaladuras a modo de estrías, más o menos frecuentes en zonas de mayor pendiente en relación
con diversos empapamientos en la roca y en conexión con el desagüe de los pilancones.
• Los taffonis, que suelen estar presentes en los bloques caídos, hay que interpretarlos como orificios
cuyo origen podríamos establecer en los procesos de escamación de desagregación del material. Su
origen se puede relacionar con el entrecruzamiento de las diaclasas o con aquellas zonas en las que
el material ofrezca una respuesta más débil de cara a la erosión.
TEMA 11: LOS PROCESOS DE MODELADO.
La superficie terrestre establece el contacto entre capas de muy diversas características, es el contacto entre
la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Representa un ambiente especial para animales y rocas,
puesto que esta superficie presenta una temperatura y una presión quizá excesivamente bajas en comparación
con los ambientes térmicos y de alta presión a que son sometidos ciertos materiales en la profundidad de la
corteza terrestre.
De todo ello, podemos deducir que la superficie terrestre es un ambiente inestable, física y químicamente
para ciertos materiales procedentes del interior de la Tierra, puesto que estos, al aproximarse a la superficie,
sufren una descompensación general cuando entran en contacto con las características ambientales, con lo
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que se ven sometidos a múltiples procesos fisicoquímicos que afectan a ciertos minerales inestables ante esas
condiciones ambientales.
En ese sentido, es notoria la inestabilidad de los silicatos en estas zonas superficiales, inestabilidad que
debemos relacionar tanto con la presencia de oxígeno y anhídrido carbónico como con las características de
humedad propias de la superficie. Todo ello sin olvidar las acusadas alteraciones o fluctuaciones de tipo
calórico.
Todo ello puede generar un cierto cambio químico en los minerales y rocas que, en cierto modo, pueden verse
favorecidos por procesos de tipo mecánico o físico que fragmentan las rocas y, al trocearlas, las exponen en
mayor medida a la acción de los agentes químicos. Hemos de admitir que las formas del relieve sobre la
superficie terrestre están en relación con las características de los materiales (litología) y con las acciones de
la tectónica y la erosión.
(ESQUEMA FORMAS DEL RELIEVE)
Las formas del relieve y los aspectos que se relacionan con éstas, tales como las que observamos en el
esquema, definen la infinidad de paisajes que podemos encontrar sobre la superficie terrestre. Así las formas
del relieve está condicionadas por la calidad de las rocas que las componen (litología), las formas
estructurales de dichas formas (tectónica) y las formas del modelado que se dan en éstas (erosión). Estos tres
factores determinan el ciclo geológico.
El ciclo geológico los consideramos configurado por dos subciclos, la geodinámica interna y la geodinámica
externa. Con el ciclo geodinámico interno hacemos referencia a los ciclos de distensión o distrofismo que
sufren los materiales procedentes del interior de la Tierra y que favorecen la aparición de nuevas rocas. Se
relaciona también con lo que conocemos como tectónica que, a su vez, pudiéramos referenciar bien con una
tectónica de fractura o bien con una tectónica de plegamiento, es decir, una cierta acción de tectorogenia
creadora de montañas. Todo ello sin olvidar que ciertas acciones de la tectónica interna se manifiesta al
exterior por procesos eruptivos que dan origen al relieve volcánico.
La energía que justifica la acción que englobamos dentro de la geodinámica interna hay que buscarla en el
calor interno del núcleo terrestre, energía desprendida hacia el exterior a través de diversos procesos de tipo
radioactivo.
En cuanto a la geodinámica externa, hay que interpretar este ciclo como la acción de los condicionamientos
medioambientales sobre las formas del modelado. Una acción que se considera integrada en tres fases
perfectamente diferenciadas: erosión de los materiales, transporte y sedimentación.
El motor que justifica este ciclo es el sol y el funcionamiento del ciclo se basa en la existencia de la energía
solar, puesto que es la que facilita la evaporación del agua del mar, su posterior condensación y su
devolución a la Tierra en forma de lluvia y, finalmente, el proceso de es correntía y erosión del agua sobre la
superficie. Con esta última idea podemos intuir que es uno de los agentes atmosféricos más dinámicos, más
funcionales y que se muestra presente en prácticamente todos los sistemas morfogenéticos; tanto el sistema
fluvial como el sistema glaciar o periglaciar.
En cuanto a los procesos de erosión, cuando algo se erosiona pierde volumen. La erosión es la acción de
corroer, desgastar y supone una pérdida de material (volumen). Esta acción de desgaste lleva implícito un
término que conocemos como gliptogénesis, entendido como la acción de grabado o cincelado.
Asimismo todo proceso de erosión lleva implícito un proceso de transporte y de acumulación. El transporte
va relacionado con la erosión porque todo procesos de ablación de los materiales necesita de una acción de
desplazamiento o de transporte; éste se realiza en función de la gravedad, puesto que esta justifica el
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descenso de los materiales a través de una pendiente. Es también la gravedad la que justifica el
desplazamiento del caudal de un río desde su nacimiento hasta su área de desembocadura.
Otros agentes que intervienen en el proceso de transporte desempeñan una labor importante; la gravedad es
la causa de que el desplazamiento se produzca, desplazamiento que viene dado por la arroyada y el viento, ya
que éste también influye en el transporte de los materiales.
La acumulación es el final del transporte, es una acción de depósito que puede llevar implícito una selección
del material por tamaño, textura... ;esta es la acción que desempeña un río (homometría), mientras que si se
trata de una acción que no selecciona el material, como es el caso de un glaciar, hablamos de heterometría.
Si la acumulación tiene lugar bajo el nivel del mar o de un lago, entonces esta acumulación se llama
sedimentaria; si se da al aire libre la acumulación juega un papel importante en el modelado del paisaje y
puede ser estudio de la geomorfología. En el caso de los depósitos que se realizan bajo el mar, se habla de
una materia llamada limnología.
Entre los agentes de erosión hay que diferenciar entre:
• Atmosféricos, cuyo principal agente es el agua, que tiene muchas formas de actuación, por ejemplo en
forma de vapor ayudando a la disgregación, es el principal actor en los procesos de hidratación de las
arcillas y, desde luego, es el agente que justifica la acción de rodamiento de los cantos y guijarros en un
sistema fluvial y, por supuesto, en el mecanismo de rodamiento de materiales acumulados por el oleaje en
la línea costera.
También interpretamos que el agua por si sola no erosiona, sino que va acompañada de materiales que de
alguna forma actúan como aceleradores del proceso de fricción. La presencia frecuente de cantos en los
fondos de las hoyas o marmitas en el tramos alto de los ríos es un ejemplo de ello, donde los cantos actúan
como piedra de modelado y contribuyen a una aumento con su fricción en las paredes, es la acción de
erosión.
El viento es un factor a considerar ya que es fundamental en la acción de transporte. El choque de las
partículas provoca un proceso de desgaste cuya justificación es que el viento transporta partículas que
chocan con una superficie y la va desgastando.
El hielo, en forma de lenguas de hielo que se van formalizando en un glaciar, mueve grandes volúmenes de
materiales e incluso bloques de gran tamaño, a estos bloques se les denomina erráticos, para justificar que a
veces van en solitario. El agua se introduce a través de las diaclasas y su posterior solidificación, es decir,
cuando se convierte en hielo, justifica la acción de cuña, colaborando así en la ruptura o disgregación del
material.
Las temperaturas y sus cambios bruscos ocasionan cambios en la estructura interna de los materiales y
contribuyen a su desagregación. Es frecuente que se dé como referencia el chasquido que se oye en áreas
desérticas como consecuencia de los cambios bruscos, ya que se pasa de unos 40º C a unos 5º C, provocando
un estrés a la roca.
• Biológicos. La acción de ciertos animales contribuye a un proceso de erosión, por ejemplo especies de
roedores (liebres, conejos, topos...), que al construir sus madriguera realizan una acción de desgaste.
Los vegetales plantean contradicciones ya que las raíces contribuyen a la anchura de las diaclasas, formando
así una cuña. Pero lo que hace pensar que esas raíces sean agentes erosivos es el hecho de que la cubierta
vegetal retiene el suelo que hay cuando desaparece la cubierta vegetal por un incendio. Se piensa entonces
que a partir de este suceso se puede incrementar la erosión ante la ausencia de esa cubierta que actúa de
elemento de defensa.
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• Antrópicos, la acción de los seres humanos, que puede ser directa o indirecta. Es directa en la erosión
cuando altera la superficie de equilibrio de una ladera construyendo bancales o cuando realiza obras para
grandes vías de comunicación o construir pantanos. En estos casos la alteración del equilibrio que supone
estas obras puede ser un elemento de justificación de esa acción erosiva.
Las acciones indirectas se dan con las quemas de matorral o los incendios provocados, que son considerados
también agentes erosivos o de alteración.
Los procesos erosivos los entendemos como los modos de acción de los agentes de erosión, su manera de
trabajar. Los interpretamos como los procesos de meteorización que contribuyen en la degradación del
material y provocan la aparición de los derrubios (trozos de grandes masas de material).
Los procesos de meteorización son fruto de la acción de esos agentes atmosféricos referidos antes.
Atendiendo a su forma de actuar los podemos distinguir entre procesos mecánicos y procesos químicos. Los
primeros son aquellos que no modifican la naturaleza físico − química de la roca y provocan su
fragmentación, su transporte e incluso el simple lavado de las arcillas. Los procesos químicos son aquellos
que modifican la naturaleza de la roca e incluso su resistencia, disminuyendo la resistencia del material por
procesos de disolución o hidratación. En otros casos la resistencia aumenta por procesos de cementación y
formación de costras
Hay determinados factores que determinan en los procesos de meteorización de las rocas, factores que
pueden ser:
• Endógenos, que guardan relación con la estructura y composición de las rocas. En ese sentido, la
presencia de minerales susceptibles a varios procesos químicos, por ejemplo la calcita (caliza) que está
afectada por la disolución o los feldespatos del granito que son sensibles a su alteración por hidrólisis.
Éstos pueden ser factores a considerar a la hora de calibrar la efectividad del proceso químico. La textura
de las roca (el modo de formalizarse el material) es otro factor que condiciona la meteorización.
Todo ello sin olvidar la presencia de juntas que, a su vez, es un factor vital, puesto que las rocas que posean
pocas fisuras (rocas masivas) son mucho más resistentes a la meteorización que otras rocas que puedan
mostrar un mayor grado de diaclasamiento.
Hemos de admitir que la permeabilidad y el grado de fisuración desempeñan una función notable en las
condiciones de penetración de la soluciones agresivas y ejercen, junto a los factores endógenos, un control
decisivo sobre la eficacia de la meteorización.
• Exógenos, donde debemos incluir el clima y la vegetación. El primero porque es determinante a la hora de
establecer la disponibilidad del agua (lluvia) y a la hora de establecer la temperatura del ambiente
atmosférico de suelo y sobre todo, la amplitud térmica tanto diaria como anual. El agua (humedad) es
necesaria en la mayor parte de los procesos de meteorización, tanto física como química.
Las temperaturas también tienen importancia en los procesos de fragmentación de las rocas. La regla de
Vant Hoft establece que la velocidad de reacciones químicas se incrementa 2 ó 3 veces cada 10º C de
aumento de la temperatura. Por ello las temperaturas constituyen un factor notable en la meteorización
química, sobre todo en zonas cálidas y húmedas del planeta.
Asimismo en estas zonas la abundante y permanente humedad de esos lugares y la incorporación de materia
orgánica al suelo pueden considerarse factores adicionales para este proceso de erosión. En estos ámbitos la
liberación de ácidos orgánicos ayuda de un modo esencial en algunos procesos de meteorización química.
De todo ello concluimos o admitimos que las altas temperaturas del trópico y del ecuador y las altas
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precipitaciones dan como resultado una fuerte meteorización química, mientras que la meteorización
mecánica (física) domina en regiones con bajas temperaturas y escasas precipitaciones.
Los procesos de meteorización física (mecánica) son fundamentalmente debidos bien a cuestiones
relacionadas con cambios de temperatura (termoclastia) o bien con las peculiares condiciones de humedad
que se pueden dar (hidroclastia).
Los procesos mecánicos provocan la ruptura del material, su disminución de volumen, pero sin producir
cambios en su composición mineralógica. Normalmente el producto final que surge tras estos procesos es el
de materiales de menor tamaño, de talla muy variable y, sobre todo, de aristas y ángulos, a veces, muy
acusados. A esos productos se les llama clastos, material troceado como consecuencia de un proceso de
meteorización física.
La producción de los clastos hay que relacionarla con los planos y puntos de debilidad mecánica que guían y
facilitan la fragmentación del material susceptible, en algunos casos, de formar depósitos de tal envergadura
que, en muchos casos, son explotados como cantera para extraer materiales para la construcción.
En todo el proceso, un papel importante lo desempeñan las temperaturas, en cambios térmicos operados por
los materiales, que son la causa principal que contribuye a su fragmentación. Es el proceso que conocemos
como termoclastia que debemos relacionarla con los cambios de temperatura que pueden ocasionar fuertes
tensiones intergranulares en los elementos minerales que constituyen la roca que, en muchos casos, tienen
distintos coeficientes de expansión, con lo que facilitan la ruptura. Se habla en esos casos de que la roca ha
sufrido un cierto estrés por esos cambios, que contribuye a debilitar la cohesión del material, facilitando así
la ruptura.
En el proceso contribuye en gran medida las características litológicas de la roca y el tipo de variaciones
térmicas. Las más eficaces parecen ser los cambios bruscos diarios, sobre todo si son frecuentes y amplios, a
partir de unos 40º C de diferencia, distorsión que puede afectar a los materiales. Hay 4 tipos de procesos
termoclásticos perfectamente individualizados:
• Exfoliación o descamación, para referirnos a la individualización de pequeñas láminas más o menos
paralelas entre sí y de carácter superficial.
• El desarrollo de fisuras perpendiculares a la superficie genera la aparición de unos clastos más o menos
poligonales (arcillas y sobre todo limos).
• Ruptura radial de clastos más o menos en forma de bolas, provocado por el gradiente térmico que se
registra entre la superficie y el interior del material.
• Disgregación granular como consecuencia de los coeficientes de diaclasamiento y de contracción de los
minerales que forman las rocas. Esas alternancias de recalentamiento y enfriamiento ayudan a la
disociación de los granos y, por lo tanto, a la aparición del procesos de disgregación granular.
Precisamente la eliminación del material más fino, que va siendo meteorizado en aquellas con mayor
densidad de diaclasas, puede posibilitar la exhumación de las partes que estén menos alteradas, originando
la aparición de pequeños relieves residuales que pueden elevarse de forma exenta del resto de la superficie
sobre una ladera o plataforma sólida. Suelen tener forma de torreón, aunque en otros casos, se les conoce
con nombres similares como tor (modelado granítico), torres, pináculos o mogotes (modelado calcáreo) o
tolmos.
La gelifracción, crioclastia o gelivacción. Los cambios más importantes de temperatura que afectan a las
rocas se manifiestan con el paso de líquido a sólido (de agua a hielo), sobre todo cuando el agua penetra a
través de los espacios vacíos de la roca y, al cambiar de estado, actúa de cuña. Esta expansión posibilita la
destrucción o fragmentación del material que conocemos con los nombres ya comentados.
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Muchos investigadores están de acuerdo en considerar que la ocurrencia y frecuencia de ciclos hielo −
deshielo más o menos diarios es una de las principales causas de meteorización. Las áreas más propensas a
este tipo de fenómenos son las laderas escarpadas y las cornisas de espacios montañosos, que se muestran
especialmente sensibles a este tipo de destrucción, sobre todo si actúan sobre un material que muestre muy
fisurado o diaclasado. Los fragmentos o cantos angulosos producidos por este fenómeno, comúnmente
llamados gelifractos, caen por gravedad hasta niveles más bajos desde su lugar de origen, provocando
acumulaciones que conocemos como canchales, pedreras, pedrizas, runars o predisses.
La hidroclastia. El agua es un elemento protagonista en todos los eventos, es un agente importante en los
procesos de meteorización física y química. Hay que entender la hidroclastia como el proceso de
fragmentación del material provocado por los cambios volumétricos que pueden registrar ciertos materiales
como consecuencia de su diferente contenido en agua.
El ejemplo más conocido es el de las arcillas, material hidrófilo debido a su estructura coloidal y a su
estructura en forma de láminas muy delgada, de tal modo que se produce la intumescencia por humectación.
Se da hasta tal punto de que pueden alcanzar prácticamente el 60% de incremento de su volumen, mientras
que la posterior retracción, causada por la desecación, contribuye a la aparición de deformaciones muy
variadas en función de la pérdida de agua que sufran.
La repetición y alternancia de procesos humectación − desecación irá contribuyendo en la fragmentación del
material y sobre todo para las arcillas posibilitará la aparición de delgadas láminas incurvadas (escamas),
en un proceso clásico de descamación o bien la aparición de procesos de poligonación o cuarteamiento a
través de unas hendiduras más o menos profundas de dimensiones variables.
En conclusión, la combinación de procesos relacionados con la temperatura y procesos relacionados con el
agua pueden ser el origen de oquedades, curvas o abrigos utilizados con frecuencia por los humanos
prehistóricos.
La haloclastia significaría ruptura por sal, fenómeno de meteorización salina debido a la cristalización de las
sales en los poros y fisuras de las rocas y su efecto más importante es la disgregación granular. De tal modo,
que la expansión térmica, la hidratación y la cristalización de los materiales salinos contenidos en los
intersticios de las rocas de estructura granular, sobre todo cuando están cercanas al mar, son los procesos
que contribuyen a la formación de unas microformas de modelado, a modo de pequeñas concavidades que
son las cuencas salobres, que fundamentalmente aparecen sobre materiales carbonatados. Así constituyen lo
que algún autor califica como proceso de karst marino o salino.
La meteorización química es aquella que lleva implícita la descomposición de las rocas, el cambio de
estructura de sus minerales como consecuencia del ataque y la acción de determinados constituyentes
químicos del suelo y la atmósfera sobre esos elementos minerales. Obviamente la reacción de los minerales
no es la misma en todos los casos, frecuentemente estos procesos operan de un modo selectivo, es decir,
pueden atacar a unos minerales de un modo más acusado que a otros. Hemos de asumir, que cualquier
proceso de meteorización química es favorecido por las temperaturas elevadas y la abundante humedad.
Pensemos que la mayor parte de reacción químicas requiere la presencia de agua, por ejemplo, la disolución,
la carbonatación, la hidratación y, por supuesto, la hidrólisis. Incluso hay un procesos de meteorización
química como es la oxidación, que tiene lugar gracias a la presencia de oxígeno disuelto en el agua.
Por otro lado, la velocidad de meteorización química depende esencialmente de dos factores:
• Ritmo de alteración de los principales tipos de minerales que constituyan la roca
• Las condiciones de circulación y retención de humedad de dicha roca.
Los principales procesos meteorización química son:
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La disolución se entiende como la primera fase de cualquier proceso de meteorización química. Con la
disolución se produce un desmoronamiento de la red cristalina de los minerales que forman la roca como
consecuencia del ataque producido sobre esos minerales por el agua acidificada o por el agua con altos
contenidos en base (agua alcalina).
En general, afecta a todas las rocas, pero hay algunos materiales que se ven especialmente afectados, son
por ejemplo las evaporitas, el yeso, la halita y, por supuesto, los sulfatos y los carbonatos de calcio y
magnesio.
La carbonatación. En cierta medida, es un proceso de disolución que afecta sobre todo a los materiales
carbonatados, fundamentalmente calizas (carbonatos cálcicos) o dolomías (carbonatos magnésicos). Como
quiera que en la Naturaleza el agua no se presenta químicamente pura, en muchos casos posee un cierto
grado de acidez, resultante de la disolución en la misma del anhídrido carbónico existente en la atmósfera
(CO2 + H2O CO3H2) o como consecuencia de la influencia de ácidos orgánicos incorporados por las aguas
de escorrentía en su recorrido sobre la superficie. Esas aguas ácidas al incidir sobre rocas carbonatadas
pueden dar lugar a procesos y relaciones de carbonatación, reacciones químicas que transforman la caliza
(soluble) en bicarbonato cálcico que es solubles y fácilmente evacuado por las aguas de escorrentía. Todo
ello en una reacción química que es reversible, lo que justifica, en el modelo kárstico, la facilidad de
reconversión del bicarbonato cálcico soluble en elemento calcáreo. CO3 Ca (caliza) + CO3 H2 ! (CO3 H2)
2Ca (bicarbonato).
Este mismo proceso es aplicable a las dolomías (carbonatos calcomagnéticos − (CO3)2 CaMg − ) o a los
olivinos.
El resultado de todo ello se manifiesta en la a parición de espectaculares paisajes kársticos como los que se
pueden apreciar en el Torcal de Antequera (Málaga), en el nacimiento del Río Mundo (Albacete), la Serrana
de Cuenca (`La Ciudad Encantada') o en la Sierra de Tramuntana (Mallorca). En todos los casos el paisaje
se justifica por la acción de procesos de disolución y carbonatación de materiales calcáreos o dolomíticos.
La hidratación es consecuencia de la capacidad de algunos minerales para absorber agua, el proceso es
frecuente en las redes cristalinas de algunos minerales arcillosos, que posibilitan un incremento de volumen
en relación con la absorción de agua que protagonizan. Son las llamadas arcillas expansivas que tanto
problema generan a la hora de acometer cualquier tipo de construcción en zonas con alto predominio de
arcillas.
Los tipos más frecuentes de hidratación son los que se relacionan con la conversión del sulfato cálcico
deshidratado (anhidrita) en sulfato cálcico hidratado (yeso) o bien la transformación de los óxidos de hierro
(hematíes) en hidróxidos (limonita).
La hidrólisis es la reacción que se produce como consecuencia de los iones de hidrógeno (H+) y oxidilos
(OH−) presenten en el agua con otros iones y componentes, y con ello romper las redes cristalinas de ciertos
minerales, particularmente de los feldespatos. Materiales estos que, al ser hidrolizados, dan origen a los
minerales arcillosos más abundantes, como la caolinita, la montmorillonita y la illita.
La oxidación − reducción. En tendemos como oxidación a la unión de una sustancia con el oxígeno o también
el incremento de oxígeno en un determinado cuerpo, mientras que el caso contrario, la de descenso de
oxígeno de un compuesto, se le conoce con el nombre de reducción. Particular importancia tiene los procesos
de oxidación del hierro, elemento presente en la mayor parte de rocas, que, cuando se oxidan, pasa de óxido
ferroso (estado reducido) a óxido férrico (estado oxidado) (4 Fe O + O2 2 Fe2 O3).
En la mayor parte de las ocasiones, los efectos de la oxidación sobre cualquier tipo de mineral se manifiesta
por la presencia de colores rojos y ocres sobre el terreno.
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La reducción es el proceso opuesto a la oxidación que normalmente se produce en condiciones anaeróbias,
en ausencia de oxígeno libre.
Variaciones climáticas y sus efectos.
A lo largo de la historia geológica de la Tierra es indudable que se han producido cambios, se han producido
variaciones climáticas que pueden quedar de manifiesto al comprobar la existencia de fauna de tipo fósil en
hábitats con condicionamientos climáticos distintos a los actuales. Restos fósiles de peces o hipopótamos en
el desierto del Sahara pueden se indicio de ello o restos de huesos de reno en las proximidades de Tolousse.
La Era Cuaternaria aparece como una época en la que pudieron producirse ciertas oscilaciones climáticas
de gran amplitud, hasta el punto de que los Inlandsis (casquetes glaciares) parece que llegaban hasta las
Islas Británicas y la actual Polonia, o hasta la zona de los Grandes Lagos en América; al tiempo que en las
regiones intertropicales se asistía a una fase fluvial que pudiera explicar la existencia de esos fósiles de peces
hallados en el Sahara.
Todo ello nos permite pensar que las formas del paisaje actual no son fruto de un sistema morfogenético
concreto, sino que son debidas a la conjunción y superposición de distintos sistemas morfoclimáticos que han
trabajado a lo largo de todo el tiempo. De tal modo que cada sistema actúa sobre la herencia que le ha
dejado el anterior.
Todo ello nos permite acuñar el concepto de crisis climática morfogenética para indicar que el modelado de
la superficie terrestre, es decir, el paisaje actual, no es fruto de un sistema de erosión permanente, sino que es
más bien el resultado de transformaciones relacionadas con crisis climáticas delimitadas por procesos de
amplio reposo morfogenético.
Surgen de ese modo los conceptos de biostasia y rhexistasia propuestos por Erhart, para quien es evidente
que la existencia de los paisajes actuales es debida a la transformación surgida como consecuencia de crisis
climáticas rápidas que han facilitado esa transformación
Con esas ideas Erhart introduce el concepto de rhexistasia para referirse con él al momento en el que parece
romperse el equilibrio que mantiene un determinado paisaje terrestre; es el momento de crisis climática.
Cuando se supera esa crisis llega una época de tranquilidad, un momento de equilibrio que Erhart llama
biostasia.
Para este autor la diferencia entre ambos momentos puede ser la siguiente: el momento de biostasia supone
un momento de equilibrio, en el que asiste a un desarrollo de la cubierta vegetal, un momento en el que en los
suelos la acción pedogenética es intensa, un momento en el que la sedimentación bioquímica sería bastante
intensa y poco intensa la sedimentación mecánica. La rhexistasia, por el contrario, sería la ruptura del
equilibrio, la desaparición de la vegetación y con ello la aparición de una intensa erosión, donde se
mostrarán prevalentes los procesos mecánicos sobre los químicos y donde, prácticamente, desparecería
cualquier fase de formación del suelo, incluso de sedimentación química.
¿Cuáles son las consecuencias en el modelado de estos dos dominios?. En el dominio biostásico habría un
aumento de las posibilidades de vida gracias a la existencia de unas lluvias más o menos continuas y
consiguientemente a la persistencia de la cubierta vegetal, y todo ello relacionado con unos
condicionamientos climáticos positivos para el mantenimiento de dicha vegetación. En esta situación idílica
podríamos hablar de procesos de pedogenésis, inexistencia de erosión mecánica y, por lo tanto, inexistencia
de transporte visible en los sistemas fluviales. De tal modo que prácticamente no habrían modificaciones
acusadas de las formas del relieve.
Sólo en el caso del modelado kárstico podríamos hablar de alguna pequeña modificación, vinculada a
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procesos no mecánicos, sino químicos.
Por el contrario, en el dominio rhexistásico, las condiciones climáticas imposibilitarían la existencia de
vegetación en relación con unos medios en los que resultan frecuentes los periodos d aridez e incluso de frío,
que repercuten negativamente en la cubierta vegetal. En este dominio no hay vegetación y, por lo tanto,
mucha erosión mecánica, tampoco hay acción pedogenética y no se forman suelos. Todo ello contribuye a
una transformación más o menos continua de las formas del paisaje, es decir, hay procesos de gliptogénesis
(cincelado). Consiguientemente los sistemas fluviales serían corrientes de aguas sucias, reflejo se esa erosión
mecánica, mientras que los procesos de sedimentación pueden ser acusados con importantes aporte de
materiales detríticos y groseros.
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