--- CAPÍTULO 4 (j)

CAPÍTULO 4 (j)

El Ciclo Hidrológico

En este punto vamos a analizar el ciclo que cumple el agua a través de todos los procesos naturales en los cuales está involucrada, partiendo del momento en el cual precipita en forma de líquido o sólido (nieve, o hielo), sobre la superficie deun continente. A este ciclo se lo llama ciclo hidrológico (figura 113), como ya adelantamos en otro capítulo. Una parte del agua precipitada, se evapora directamente a partir de las superficies humedecidas por la lluvia, o desde la superficie de las plantas sobre las cuales cayó. Otra parte, impulsada por la fuerza gravitatoria, se mueve por las distintas superficies de la tierra, encauzándose para formar arroyos y ríos que tienden a fluir hacia el mar.
También otra porción del agua precipitada se infiltra a través de las grietas y de los poros del terreno. Del total de agua infiltrada, una parte es absorbida enseguida por las raíces de los vegetales, pasando nuevamente a la atmósfera como vapor, merced al proceso fisiológico denominado evapotranspiración. Otra parte del agua infiltrada satura los poros y grietas de las rocas, acumulándose temporalmente como agua subterránea y regulando el caudal de las corrientes de agua superficiales.
Parte de esta agua subterránea puede ascender por procesos capilares hasta la superficie, donde se evapora hacia la atmósfera. Otra porción es tomada por las raíces de las plantas, evapotranspirándose. Una porción muy importante fluye subterráneamente hacia lugares más bajos, reapareciendo en la superficie a modo de manantiales, o surgiendo directamente en el fondo de cursos de agua e integrándose a los mismos.
Se considera que el volumen instantáneo de agua circulante sobre la superficie de la Tierra como parte del ciclo hidrológico, es del orden de los 45.000 km3. Para tener una idea aproximada de lo que significa ese volumen, el mismo es equivalente a un canal de mil metros de ancho, por un metro de profundidad, que daría 1.125 veces la vuelta al planeta a lo largo del Ecuador. De ese volumen, el total estimado para todos los cursos de agua del planeta es de 2.120 km3. A su vez se estima que el agua que fluye superficialmente hacia los océanos se renueva aproximadamente cada 14 días. Y tal renovación significa un aporte constante al proceso de erosión hídrica.

El Trabajo del Agua Circulante

Conjuntamente con el proceso de meteorización, que definimos previamente en este mismo capítulo, el trabajo que el agua circulante produce sobre el terreno, afecta gran parte de la superficie del planeta. Las porciones emergidas de este, están surcadas por una importante red de cárcavas y cauces fluviales. Para comprender el trabajo de los ríos, que presentaremos en un capítulo posterior (Geomorfología Fluvial) es importante considerar los menores rasgos topográficos generados por la escorrentía superficial. El trabajo del agua en movimiento consiste en:

1) erosión en manto, o en lámina ("sheet erosion")
2) denudación;

3) transporte de los productos de erosión y denudación;

4) depositación de los productos transportados.

Erosión en Manto

El agua de las lluvias puede escurrir en forma de pequeñas corrientes interconectadas, cubriendo las pendientes con una densa red, o en forma de poderosas corrientes lineales y torrentes, en filetes, cárcavas y valles fluviales. En el primer caso, cuando las pendientes son suaves y uniformes, el agua de lluvia se distribuye más o menos homogéneamente sobre la superficie; la energía cinética de estas pequeñas corrientes es también pequeña y ellas solo pueden arrastrar desde la superficie, los productos más finos de la meteorización.
Esas partículas son depositadas al pie de las pendientes, dada la correspondiente disminución de velocidad del escurrimiento. De ese modo, al pie de las pendientes puede acumularse un manto de sedimentos finos. Esos depósitos son llamados deluviales (del latín: deluo = yo saco por lavado), o deluvium. En estos depósitos existe una gradación por tamaño, apareciendo los más finos hacia las porciones distales. Esta gradación es más notable en áreas más áridas; en las regiones húmedas el grano es más homogéneo y fino.

Carcavamiento

Cuando el agua de lluvia cae sobre pendientes irregulares, con depresiones de tamaños diversos, el agua precipitada puede separarse en pequeñas corrientes, las cuales pueden ir uniéndose en corrientes cada vez mayores. Estas corrientes tienen más energía cinética que las anteriores y por lo tanto puden ejecutar más trabajo. En consecuencia, producen notables 'cicatrices' de erosión sobre las pendientes. Durante una lluvia torrencial, o durante un intenso derretimiento de nieve, esas 'cicatrices' canalizan el agua que escurre sobre la superficie y comienzan a crecer en profundidad, en ancho y en extensión pendiente arriba.
Es de ese modo que comienza el intenso proceso de erosión encauzada, el cual avanzará aguas arriba dondequiera que exista una depresión lineal, natural o artificial, en el sentido de las pendientes. Con el tiempo, esas 'cicatrices' crecen hasta formar largas y profundas cárcavas. Estas pueden avanzar más allá de las pendientes originales, capturando nuevas superficies, nuevas cuencas, las que comenzarán a drenar a través de ellas.
La parte superior de las cárcavas (cabecera, o ''knick-point'') suele tener una pendiente pronunciada, pudiendo ser hasta vertical, en función del tipo de material sobre el cual se excaven. Durante las lluvias, en este punto el agua que comienza a encauzarse cae, formando una cascada que produce intensa erosión, tanto de fondo como retrocedente, por lo que la cárcava retrocede rápidamente. A veces puede retroceder decenas de metros en cada lluvia, dependiendo de la cohesión de los materiales del substrato. En la formación de las cárcavas son reconocidos cuatro estadios:

1) Formación de una 'cicatriz' inicial, en la cual se concentra el agua de escorrentía superficial. Esta es generalmente poco profunda, del orden de 0,5 metros. Generalmente en las cicatrices, ya existe una pequeña cabecera de pendiente pronunciada.
2) Formación de una verdadera cabecera, o "knick point", ya con alturas entre 2 y 10 metros, debido a la profundización del fondo de la cárcava. El canal es muy pronunciado, muy profundo, dado que la erosión de fondo trata de alcanzar rápidamente el nivel de base.
3) El tercer estadio comienza cuando la cárcava profundizó su fondo hasta el nivel de base. A partir de allí el perfil del fondo se suaviza y la cárcava se ensancha; suele existir remoción en masa a partir de sus laterales, aunque los depósitos producto de la remoción en masa son removidos rápidamente pendiente abajo.
4) El cuarto estadio es la extinción de la cárcava. Disminuye la erosión basal; se suaviza la pendiente de la cabecera; las pendientes de los laterales de la cárcava alcanzan el ángulo de reposo y son cubiertas por vegetación, mientras que el fondo de la cárcava se cubre por productos de la erosión de las laderas. Si el fondo de la cárcava alcanza el nivel local del agua subterránea freática, por su fondo comienza a correr una corriente permanente de agua que posteriormente puede generar un valle fluvial.
Existen diversas medidas para detener el desarrollo de las cárcavas. Todas ellas tienden a disminuir el gradiente y a atrapar localmente los sedimentos transportados por el agua a su través. Pero lo más aconsejable es no dar lugara la formación de la “cicatriz” inicial. Esto generalmente se logra no afectando la cubierta de vegetación que cubre y protege a los materiales susceptibles de ser erosionados por el agua.
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--- CAPÍTULO 4 (i)

Nacientes del río Atuel (Argentina)

CAPÍTULO 4 (i)

Erosión
Introducción

Vimos previamente que la meteorización es un proceso de descomposición de las rocas, en el cual no existe transporte de los fragmentos que fueron separados de las mismas, o de los minerales que llamamos de neoformación (por ejemplo, arcillas provenientes de la meteorización química de los feldespatos). En regiones llanas de clima húmedo y cálido, la acumulación de esos productos de la meteorización, puede alcanzar centenares de metros de espesor, como también vimos.
Pero en lugares donde existe alguna pendiente, por leve que esta sea, el agua proveniente de las lluvias se mueve por la superficie adoptando distintas formas y arrastrando partículas de arcillas y de arena. Este desprendimiento y transporte de partículas de rocas desde su lugar de formación (o sea, desde el lugar donde la meteorización produjo su arranque a partir de la roca original) hasta un nuevo lugar, o lugar de depositación, constituye el proceso denominado erosión (del latín: erodo = yo lavo), el cual se analizará en este punto.
De modo que meteorización, erosión y depositación son tres procesos básicos que se suceden en un ciclo continuo, transformando la Litosfera y modelando las formas de su superficie. La meteorización descompone y desintegra las rocas, preparándolas para su transporte. La erosión produce el arranque de las partículas producidas por la meteorización, limpiando, por así decirlo, el lugar donde se produjo la meteorización y dejando la roca preparada para que continúen los procesos de descomposición y desintegración de la misma.
Asimismo la erosión culmina con el transporte de esas partículas hasta un lugar de destino transitorio(1); por ejemplo, el fondo de un lago, o el fondo del océano. Allí se depositan y comienzan a soportar procesos de diagenización (estos son procesos tales como la compactación y la cementación por medio de distintos minerales, los cuales tienden a consolidar los sedimentos formando nuevas rocas = rocas sedimentarias).
Durante el transcurso del tiempo geológico, los procesos endógenos pueden hacer que estas nuevas rocas alcancen la superficie de la tierra, incorporándose nuevamente a aquella interfase de múltiple interacción entre la Litosfera, la Atmósfera, la Hidrosfera y la Biosfera. Interfase que, como ya vimos, se caracteriza por la ocurrencia de los procesos de meteorización. Vemos entonces que de este modo se iniciará otro ciclo geológico cuya cumplimentación puede durar millones de años.

Agentes Erosivos

Se denominan agentes erosivos, a aquellos agentes naturales que pueden producir trabajo, en el sentido físico del término. Los principales son solo tres: a) la fuerza de gravedad; b) el aire circulante, o viento;  c) el agua circulante en sus estados líquido (movimientos en manto; movimientos encauzados en arroyos y ríos; otros movimientos como corrientes de deriva litoral oceánica y lacustre) y sólido (glaciares). Existe algún transporte menor de sedimentos merced a algunos seres vivos cavadores, pero su magnitud es prácticamente despreciable en comparación con el volumen de sedimentos transportados por los tres agentes mencionados.

Energía Empleada por la Erosión

Como ya explicamos en un capítulo previo, el agua y el aire son considerados fluidos de trabajo. Ambos pueden desplazarse desde un lugar de la tierra hacia otro merced a la actuación de energía térmica proveniente del sol, a la energía gravitatoria y la energía rotacional terrestre conocida con el nombre de Fuerza de Coriolis. Aunque ésta, mas que producir trabajo en si misma, orienta el movimiento de los fluidos que se mueven sobre la tierra (agua y aire). Merced a esta fuerza, cualquier masa de aire (vientos) o de agua (ríos, corrientes oceánicas) que se desplace sobre la superficie terrestre, si lo hace sobre el Hemisferio Norte tenderá a girar en el sentido de las agujas del reloj y si lo hace en el Hemisferio Sur tenderá a girar en el sentido contrario a las mismas.

Energía Gravitatoria

De esas energías, la más importante en la regulación de los procesos erosivos es la fuerza de gravedad terrestre. Todas las partículas que conforman el planeta, tanto las que integran la Litosfera, como las que integran las demás esferas geográficas (Atmósfera, Hidrosfera y Biosfera), son atraídas por la fuerza de gravedad, la cual tiende a arrastrarlos hacia el centro del planeta. De ese modo cada partícula tiende a moverse hacia zonas cada vez más bajas, intentando acercarse hacia el centro gravitatorio terrestre, tanto como lo permita su naturaleza y la configuración del lugar donde se encuentren.
Un caso extremo de esto lo constituyen las aguas que se infiltran; éstas, si encuentran grietas adecuadas en la Litosfera, pueden infiltrarse hasta el manto terrestre, donde, debido al estado viscoso del mismo, no pueden seguir circulando hacia el centro terrestre y se integran a diferentes procesos físicos y químicos que ocurren en el mismo. Entre otros procesos, se integran a la hidrolización de los carburos formados por metales alcalino-térreos, para formar hidrocarburos elementales como acetileno.
La fuerza gravitatoria es la causante de que los fragmentos de rocas de todo tamaño, caigan o resbalen a lo largo de pendientes abruptas, merced a diferentes procesos complexivamente denominados con el nombre de remoción en masa, a los cuales se describirá en un capítulo especial. La misma fuerza gravitatoria también hace que el agua líquida (ríos, arroyos) o sólida (glaciares) se mueva pendiente abajo. Asimismo la fuerza gravitatoria mueve enormes volúmenes de agua oceánica de diferente densidad. Pero en este caso, al igual que en el caso del agua que se mueve a través de los grandes ríos y en el caso de las grandes masas de aire en movimiento, influye también la fuerza rotacional terrestre, como ya mencionamos.
  
Energía Térmica

Prácticamente toda la energía que pone en movimiento los procesos de meteorización, es energía térmica proveniente de la radiación solar. Se estima que ésta constituye un 99,98% de toda la energía involucrada en los procesos físicos, químicos y biológicos ocurridos en la superficie del planeta. Del mismo modo, esta es la energía fundamental de los procesos erosivos, aunque en este caso ya dijimos que en la regulación de los mismos es fundamental la energía gravitatoria.
La energía térmica proveniente del sol, es la que moviliza el ciclo hidrológico. El calentamiento de cualquier volumen de agua existente sobre la tierra debido a su exposición a la energía radiante solar, es el que produce la evaporación del agua, ya sea desde océanos, lagos o cursos de agua. Una vez que el agua se encuentra en la atmósfera como vapor, forma nubes que son transportadas por los vientos; también impulsados éstos por energía térmica solar. El aire en las zonas terrestres más frías (menos calentadas por el sol) es más denso, más 'pesado'. Por su parte el aire en las zonas más calientes (más calentadas por el sol) es menos denso, más 'liviano' y por ello tiende a elevarse desde el suelo hacia porciones superiores de la atmósfera.
Al elevarse el aire menos denso, va dejando un espacio que tiende a ser llenado por masas de aire más frío proveniente de regiones vecinas. Como podemos apreciar, los vientos no son más que masas de aire en movimiento impulsadas por diferencias de temperatura sobre la superficie de la tierra. Y esas masas de aire en movimiento suelen tener fuerza suficiente como para transportar grandes cantidades de partículas de rocas. A esto en particular lo desarrollaremos al analizar el ambiente ólico.
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(1) Un lugar transitorio, hablando en términos de tiempo geológico. Pues en ese lugar transitorio generalmente permanecerán a veces muchos millones de años, hasta que afloren nuevamente y se reitegren a los procesos geológicos que ocurren en la superficie terrestre.

--- CAPÍTULO 4 (h)

CAPÍTULO 4 (h)

Velocidad de Meteorización

De acuerdo a lo ya visto, podemos apreciar que la velocidad de la meteorización dependerá de los tipos de roca y de los climas a los cuales esten expuestas. La velocidad es mayor en climas templados y húmedos y en rocas carbonáticas. Al respecto, en latitudes medias europeas y aprovechando construcciones cuya edad se conoce perfectamente, se han medido velocidades de meteorización de unos 8 milímetros por siglo. A propósito y como dato ilustrativo interesante, en Edimburgo se encuentra la tumba de Joseph Black, descubridor del anhídrido carbónico. La inscripción de su lápida se borró totalmente en menos de ochenta años como consecuencia de la acción del gas descubierto por él, porque el CO2 disuelto en el agua de lluvia, forma ácido carbónico.
Como contrapartida, la meteorización es más lenta en climas cálidos y secos. Por ejemplo en los templos egipcios próximos a Assuan, sobre rocas graníticas pulimentadas y expuestas al sol durante unos cuatro mil años, existen inscripciones de aquella época y en perfecto estado. Del estudio de la meteorización en estas inscripciones y en otros templos (i.e.: templos de Luxor) y estatuas egipcias de antigüedad bien conocida, el geólogo D. C. Barton estimó una pérdida media de roca por meteorización, del orden de 1 a 2 mm. cada mil años.
Otro dato ilustrativo surge del estudio de dos obeliscos egipcios conocidos como las agujas de Cleopatra, construidas en Egipto hace aproximadamente 3.500 años y sin ser atacadas apreciablemente por intemperismo desde su construcción. A fines del siglo 19, una de ellas fue llevada a Londres y otra a Nueva York. La primera se meteorizó bastante, aunque no irremisiblemente. La segunda, expuesta a heladas frecuentes, a gran humedad y a aire rico en CO2 y otros ácidos provenientes de los escapes de automóviles (mayormente ácido sulfúrico), hacia 1.950 prácticamente perdió todas las inscripciones de su superficie: en 70 años en Nueva York, se deterioró mucho más que en tres mil quinientos años en su lugar de origen.

Suelos y Perfil Edáfico

Los especialistas en el desarrollo de los suelos (llamados edafólogos), han estudiado las distintas etapas del desarrollo de un suelo, desde el comienzo de alteración de una roca hasta que sobre la misma existe un suelo rico en humus. El perfil completo de un suelo es llamado perfil edáfico. Si el suelo se ha desarrollado bien, en clima adecuado y durante el tiempo necesario, en su perfil se podrán distinguir tres zonas básicas denominadas horizontes.
El horizonte más superficial, denominado Horizonte A, es generalmente de color oscuro por acumulación de materia orgánica (humus). Un horizonte intermedio, denominado Horizonte B, aparece a 20 o 30 cm. por debajo del anterior. En éste hay un enriquecimiento de minerales arcillosos lixiviados a partir del Horizonte A, donde se han formado (arcillas de neoformación) a partir de la alteración de otros minerales, particularmente feldespatos. A profundidad variable bajo el horizonte B, aparece la roca original, denominada Horizonte C, material parental, o roca parental, a partir del cual se desarrolló el perfil edáfico.
A esos suelos que se encuentran sobre la misma roca original, se los llama suelos residuales. También existen suelos que se han formado sobre materiales 'de acarreo' (sobre sedimentos transportados desde otros lugares y aún sin consolidarse, o sin diagenizarse); a éstos suele llamárselos suelos sobre acarreos, o sobre materiales de acarreo. En ellos el horizonte C está constituido por el material del depósito original, pudiendo ser fluvial, eólico, glacial, coluvial, o de remoción en masa.
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--- CAPÍTULO 4 (g)

CAPÍTULO 4 (g)
Meteorización de Granodioritas

En las rocas graníticas, los procesos de meteorización son muy diferentes a los ocurridos en rocas carbonáticas, y más complejos que aquéllos. De sus minerales constituyentes, solo el cuarzo persiste con alteración escasa o nula, salvo algún manchado o alguna leve destrucción mecánica. El feldespato potásico es atacado por el ácido carbónico disuelto en agua, generando carbonato potásico (K2CO3) muy soluble, sílice hidratada soluble (2SiO2) y minerales arcillosos [Al2(OH)2Si4O10.nH2O].
Los feldespatos calcosódicos (éstos son los de la familia de las plagioclasas) atacados por ácido carbónico disuelto en agua, forman bicarbonatos cálcicos a sódicos (en proporciones variables al tipo de plagioclasa) y arcillas [Al2(OH)2Si4O10.nH2O].
Los minerales ferromagnesianos como Biotita y Anfíbol, son atacados por el Oxígeno (oxidación) y el ácido carbónico disuelto en agua, formando diferentes proporciones de bicarbonato potásico y magnésico soluble, Limonita (Fe2O3.H2O), sílice soluble, agua (5H2O) y arcillas [Al2(OH)2Si4O10.nH2O].
Puede verse que tanto el producto de la meteorización de las calizas como el de las rocas graníticas, o dicho de otro modo, los suelos formados en ambo casos, son ricos en arcillas. Pero en el primer caso las arcillas persisten como producto de la concentración de los minerales insolubles preexistentes dentro de las calizas, ante la disolución de estas últimas. Mientras que en el segundo caso, las aecillas aparecen como nuevos minerales, en un proceso denominado neoformación de arcillas.  Este proceso es muy importante desde el punto de vista de la evolución de la superficie terrestre.

Factores Climáticos de la Meteorización

En climas templados y húmedos, como vimos previamente, tanto la meteorización química de las calizas como la de las rocas graníticas, da lugar a la concentración de uno o más minerales arcillosos. Ya sea por concentración de los insolubles presentes en las calizas, o por neoformación (formación de nuevos minerales).
Los horizontes A (orgánicos) de los suelos formados en ambos tipos de rocas, son muy similares y las mayores diferencias en el perfil general de ambos suelos (ver más adelante, item Suelos y Perfil Edáfico), radica en las distintas proporciones de fragmentos de los minerales y de las rocas originales que aparecen en los horizontes B y C en cada caso.
Puede tomarse como regla, que en este tipo de climas la meteorización de las rocas se acelera en proporción directa a su contenido de minerales de hierro y en proporción inversa a su contenido de Sílice. Así es que las rocas más rápidamente meteorizables serán las sedimentarias de origen químico (calizas) y las rocas ígneas básicas. Mientras que las rocas ígneas graníticas y las rocas sedimentarias clásticas originadas en la desintegración de rocas ígneas graníticas, se meteorizarán más lentamente. Puede comprenderse entonces que las cuarcitas, como rocas sedimentarias mayoritariamente compuestas por fragmentos de cuarzo, serán casi inatacables por meteorización química, bajo estas condiciones climáticas.
En climas tropicales húmedos con vegetación selvática, ocurren procesos de meteorización química cualitativamente similares a los ocurridos en la tundra, aunque cuantitativamente mucho más intensos, alcanzando el profundidades de algunos cientos de metros dentro de la litosfera.
En climas del tipo sabana, esto es, tropicales pero con una estación seca marcada, aparecen suelos compactos, rojizos, los que por tal razón son denominados lateritas (del latín: later = ladrillo), a veces tan duros como verdaderos ladrillos (al punto de ser empleados como material de construcción local). Estas lateritas son particularmente importantes, porque en ellas los procesos de meteorización suelen concentrar Hierro y Aluminio, a veces en cantidades aprovechables.
La composición química de las lateritas es muy variable, aunque básicamente constan de hidróxido de Aluminio y óxidos e hidróxidos de Hierro, con algo de Sílice residual. Un caso especial es la Bauxita,  en la cual predomina casi exclusivamente en hidróxido de Aluminio casi puro (Al2O3.nH2O).
En estos suelos, el agua de lluvia ha lavado prácticamente todo el Silicio de los silicatos existentes en las rocas originales, conjuntamente con el Sodio y el Potasio, muy solubles, y el Magnesio y el Calcio, solubles en medio ácido. No es fácil de explicar el proceso químico completo, ya que los silicatos son solubles en medios alcalinos, mientras que el Calcio y el Magnesio, como dijimos, lo son en medio ácido. Se ha sugerido que la explicación podría estar ligada a las dos estaciones, una húmeda y otra seca,  bien definidas de estos climas. Durante la estación seca se oxidarían completamente los ácidos orgánicos formando CO2 que pasaría casi totalmente a la atmósfera.
Solo quedaría una proporción ínfima, la que al disolverse con las primeras lluvias de la estación húmeda formaría soluciones alcalinas transitorias, las que arrastrarían a la Sílice. Con el avance de la estación húmeda, la intensa formación de nuevos suelos orgánicos nuevamente proveería de ácido carbónico a los procesos de meteorización, los cuales disolverían el Magnesio y el Calcio, los cuales serían lixiviados completando el proceso. Esta lixiviación suele ser tan completa, que en muchos suelos lateríticos faltan elementos vitales para el desarrollo de la vegetación.
En climas secos y fríos, el principal proceso de meteorización es la desintegración mecánica. Tal es el caso de los desiertos, donde la poca materia orgánica de los suelos y la escasa actividad bacteriana en los mismos, minimiza el contenido de CO2 en el agua de infiltración (por otra parte también generalmente escasa); ésto a su vez minimiza la ocurrencia de procesos químicos de meteorización.
En climas muy fríos tales como en las zonas subpolares y polares y a grandes alturas en latitudes menores y al igual que en los desiertos de latitudes menores, predominan los procesos de desintegración mecánica. En climas adyacentes a las zonas subpolares, tales como los de la tundra, la existencia de vegetación favorece la concentración de CO2 disuelto en el agua, e incentiva procesos de meteorización química. Allí los ácidos del suelo favorecen el lavado del Calcio, Hierro y Magnesio, los cuales se van en solución  junto con el agua circulante, y ello favorece a su vez la concentración de Sílice.
En climas áridos y semiáridos, los procesos de meteorización son tales, que originan suelos ricos en Carbonato de Calcio y en minerales arcillosos con mucha sílice. En el horizonte B precipitan costras y nódulos de CaCO3, a veces en tal cantidad, que llegan a cementar dicho horizonte formando una roca llamada "caliche"; roca que en Argentina denominamos "tosca." Tal depositación de carbonatos ocurre porque en esas regiones, el agua del suelo se evapora durante todo, o casi todo el año, precipitando en los poros del suelo los carbonatos previamente disueltos.
Por el contrario de lo que ocurre en climas templados y húmedos, en estos climas las calizas son prácticamente inalterables y forman las rocas más prominentes del paisaje. Por su parte en las regiones áridas o semiáridas en las cuales por circunstancias topográficas favorables, el agua subterránea se encuentra próxima a la superficie del terreno (tal es el caso de orillas de lagos salinos y pantanos sin drenaje), el continuo ascenso y evaporación del agua subterránea, enriquece en distintas sales a la costra de suelo superficial, formando los suelos llamados alcalinos. Estos suelos tienen propiedades negativas tales como poca permeabilidad y toxicidad elevada para la mayoría de los vegetales y salvo que puedan ser recuperados por diferentes trabajos, desde el punto de vista agronómico no sirven para nada.
Continua...

--- CAPÍTULO 4 (f)

CAPÍTULO 4 (f)

Procesos de Meteorización

Biogeoquímica (Descomposición)

Los procesos mecánicos fragmentan las rocas y exponen nuevas superficies a la acción del agua, del Oxígeno y del Dióxido de Carbono, principalmente (el último de ellos formando ácido carbónico al disolverse en el agua meteórica, o de lluvia). Si bien el agua de lluvia cae con alguna proporción de CO2 disuelto, la mayor parte del CO2 disuelto en el agua que produce el ataque químico de las rocas proviene de la misma materia orgánica en descomposición en los suelos. De allí es que la meteorización química esdirectamente proporcional a la cantidad de materia orgánica disponible y, por ende, a la actividad biológica. Por tal causa es preferible hablar de procesos de meteorización biogeoquímicos, como ya dijimos.

Estos agentes (agua, oxígeno y dióxido de carbono), van descomponiendo lentamente los minerales constituyentes de las rocas y dan lugar a la formación de nuevos minerales, generalmente hidratados; vale decir, químicamente combinados con agua.

Meteorización de Calizas
A modo de ejemplo, veremos el rol del Dióxido de Carbono en la meteorización de las calizas. Estas rocas están fundamentalmente compuestas por Calcita (CO3Ca), aunque generalmente contienen impurezas como arcillas, limos y, a veces, arena. La Calcita es poco soluble en agua pura; pero si ésta se disuelve en agua con algo de CO2 disuelto, los aniones CO3= liberados al disolverse la misma, reaccionan con los cationes (H+) presentes, en la reacción siguiente:

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H2O + CO2         H2CO3    H+   +   HCO3-
<--        -->

-->
CaCO3        Ca+++   CO3 =
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-->
H+ + HCO3- + CO3Ca        2HCO3- + Ca++
<--

Esto permite la disolución de más Calcita. Esto es así, porque el agua con CO2 disuelto (agua carbónica) contiene hidrogeniones (H+) y aniones CO3= y CO3H-, de los que solamente los CO3= pueden reaccionar con los cationes de calcio (Ca++) para reconstruir la Calcita. Entonces, todo proceso que desplace ambas reacciones hacia la derecha, hará disminuir la cantidad de aniones CO3= en el segundo miembro de la siguiente reacción.

En consecuencia obligará a que la reacción se desplace también hacia la derecha, permitiendo la disolución de más calcita. En la naturaleza, la combinación y la disociación de iones tienen lugar constantemente, a velocidades que dependerán de la abundancia de iones presentes. Si las velocidades de reacción en ambos sentidos (combinación y disociación) se ajustan gradualmente, puede llegar a no producirse cambios en la cantidad total de los componentes (aunque la reacción continúe), habiéndose alcanzado el equilibrio químico.
En el caso del ejemplo, la Calcita que precipitaría por unidad de tiempo igualaría a la que se disuelve. Pero si los iones disueltos se van eliminando selectivamente por cualquier proceso natural (generalmente lixiviado), quedando menos para reconstruir la Calcita, la reacción química procederá a originar más iones, disolviendo más Calcita. Es muy difícil que en la naturaleza se alcance el equilibrio químico.
Generalmente el agua se va filtrando a través de poros y grietas, arrastrando los iones disueltos y dejando la roca a merced del ataque de agua no saturada. De ese modo en áreas de rocas calizas abundantes, los procesos de disolución pueden formar extensas cavernas de grandes dimensiones, como se verá en el capítulo correspondiente a ambiente kárstico.
Paralelamente las fracciones insolubles presentes en esas calizas (generalmente fracciones arcillosas) se concentran en la superficie, aunque generalmente sin sufrir alteraciones mineralógicas significativas. Esto es así, porque en origen esas arcillas se formaron en equilibrio con las condiciones de presión y temperatura de la superficie terrestre y son muy estables ante esas condiciones. Por el contrario, los minerales formados en condiciones de altas presiones y temperaturas, como es el caso de aquéllos que integran las rocas ígneas y metamórficas, suelen experimentar intensas transformaciones ante los procesos de meteorización química, como se verá en el punto siguiente.
Continua...

--- CAPÍTULO 4 (e)

CAPÍTULO 4 (e)

AGENTES Y PROCESOS MORFOGENÉTICOS
Meteorización

La meteorización, o acción de los agentes atmosféricos (o meteóricos; de aquí deriva el nombre) tales como el aire y el agua, ya sea esta pura, o con diferentes substancias disueltas (sólidas, líquidas o gaseosas), es fácil de observar en distintos aspectos de la vida diaria. Todo objeto sometido a la acción de la intemperie, tarde o temprano comienza a sufrir algún grado de deterioro más o menos importante. Por tal razón este deterioro también suele ser llamado intemperismo (figura 111), y es uno de los serios problemas que sufren los monumentos y construcciones antiguas.
Podemos hacer una apreciación muy simple de esto en las casas que habitamos: revoques, techos y pintura en general, necesitan de un periódico mantenimiento para que no se deterioren a punto tal de tornarse inhabitables. Salvo aquellos instrumentos hechos de aleaciones de Hierro y Cromo conocidos como aceros inoxidables, y otros pocos, como los metales denominados nobles, los metales de uso diario se oxidan, o sufren alteraciones por el estilo en plazos más o menos cortos.
Lo mismo ocurre con todos los elementos naturales que nos rodean, incluyendo todas las rocas que aparecen en la superficie terrestre formando la interfase múltiple entre la Litosfera, la Atmósfera, la Hidrosfera y la Biosfera. En esta interfase, los procesos biogeoquímicos, impulsados predominantemente por diferentes tipos de energías derivadas de la energía solar, como ya explicamos, originan un elemento nuevo de importancia fundamental para la evolución del planeta. Este elemento es el suelo, dicho sea en sentido edáfico, o agronómico.
En cualquier parte de la superficie del planeta, podremos observar algún grado de formación de suelo; tanto mejor desarrollado y más profundo, cuanto más intensos o prolongados hayan sido los procesos ocurridos en esa interfase múltiple. Los suelos pueden estar apenas esbozados, como ocurre en regiones desérticas, o pueden alcanzar centenares de metros de espesor, como ocurre en algunos bosques tropicales (figura 112).
Es de hacer notar que el proceso de formación de suelos, o proceso de meteorización, requiere una transformación de la roca original "in situ"; o sea, en el lugar donde se encuentra. Esto significa que no tiene que haber existido un movimiento  o transporte de las partículas desprendidas de esa roca que se meteoriza. Por lo tanto no pueden considerarse como "suelo", las arenas o gravas dejadas por un arroyo o un río; o por el mar en una playa; o por el viento en una duna(1). En todos esos casos existió un transporte de esas partículas, desde el lugar en el cual fueron arrancadas a la Litosfera, hasta el lugar en donde se las encuentra. Los procesos involucrados en ese transporte son los que constituyen la erosión, los que se verán más adelante, junto con los procesos que dan lugar a la depositación de esas partículas.
Está bien entonces, decir que la roca original, a la cual podremos encontrar inalterada a partir de alguna profundidad por debajo del suelo, se ha meteorizado. Y por tal razón, al suelo suele llamársele cubierta de meteorización, o cubierta de intemperismo. El carácter o tipo de suelo que se forme, tendrá estrecha dependencia con las condiciones hidrotérmicas del lugar donde se haya formado; o lo que es lo mismo, tiene una estrecha relación con el clima del lugar. En regiones con clima similar, aunque las rocas sean diferentes, los suelos tienden a evolucionar hacia los mismos tipos. Por el contrario, rocas similares bajo condiciones climáticas diferentes, tienden a dar lugar a suelos marcadamente diferentes.

Procesos de Meteorización

La meteorización de las rocas consta de dos procesos básicos: procesos físicos (también llamados procesos de desintegración mecánica) y procesos químicos (también llamados procesos de descomposición química). A Ello podemos agregar como tercer proceso a la acción biológica (procesos biológicos). De todos modos la acción biológica se manifiesta generalmente como procesos químicos y en algunos casos menores como procesos físicos o mecánicos (por ejemplo, fracturación de rocas por el efecto de cuña generado ante el crecimiento de raíces). De todos modos, lo normal es que los procesos químicos estén tan íntimamente ligados a los biológicos, que algunos tratan a ambos bajo el nombre de procesos biogeoquímicos.

Procesos de Meteorización Física 

(Desintegración Mecánica)

Estos producen una pérdida de la coherencia entre las partículas que componen una roca, sean estos cristales en el caso de las rocas ígneas y metamórficas, o sean clastos, en el caso de las rocas sedimentarias. Esta pérdida de coherencia puede deberse a diversos factores, entre los cuales los más importantes son:

a) Frecuentes cambios de volumen de las rocas (dilatación y contracción) por periódicas variaciones de temperatura.
b) Congelamiento de agua de saturación de poros de una roca, con el efecto de cuña que produce el hielo, capaz de ejercer presiones superiores a los 150 kg./cm2.
c) Efectos de cuña producidos por el crecimiento de raíces entre poros y fracturas de las rocas.

d) Presión hidráulica dentro de los poros de una roca sometida al golpe del oleaje en regiones litorales.

El primero ocurre generalmente en regiones de gran amplitud térmica diaria, tales como desiertos y zonas de alta montaña. El segundo ocurre en aquellas regiones sometidas a congelamiento durante todo el año, o durante alguna época del mismo. El tercero ocurre en cualquier lugar donde crezca vegetación con raíces. El cuarto ocurre en la zona de intermareas de los litorales.
Desintegración mecánica también en escala importante, se produce en áreas desérticas merced a partículas de arena arrastradas por el viento, cuando chocan con partículas mayores, o rocas "in situ." Esto por un lado da lugar a la liberación de nuevas partículas; por otro lado modela geoformas características, como veremos en detalle al tratar los ambientes eólicos.
En escalas menores, ocurre desintegración mecánica al chocar bloques de roca entre sí, en el lecho de los ríos en creciente; al desprenderse fragmentos de rocas y caer por acción de la gravedad, golpeando contra otras rocas y al impactar descargas eléctricas naturales (rayos) con la superficie terrestre.

Continua...

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(1) Es muy importante tenener en cuenta este concepto, para no generar confusiones al interactuar con profesionales de la ingeniería. Estos denominan suelo a cualquier sedimento que puedan usar para construcciones. Una arena, un limo, una grava, para ellos son "suelos" y como tal los denominan en sus libros específicos.

--- CAPÍTULO 4 (d)

Cochamo, Chile. Foto de Paula Yarur

<lou_bioe@hotmail.com>

Dinámica de la Zonalidad

Latitudinal y Altitudinal
del Sistema Exógeno Terrestre,

en el tiempo geológico

Durante las oscilaciones que, en función de los distintos factores analizados en capítulos previos, tuvo la cantidad de Energía Radiante Solar (ERS) llegada al Sistema Exógeno Terrestre (SET) a lo largo del tiempo geológico, la zonalidad climática del planeta tuvo modificaciones substanciales. Esto condicionó los procesos ambientales en general y los procesos morfogenéticos en particular.  Esto fue particularmente notable durante el Terciario tardío y el Cuaternario.
Salvo detalles menores, durante los episodios de mayor incidencia y mayor aprovechamiento de ERS en el SET (episodios de calentamiento global-1-), los límites entre dos subsistemas latitudinales contiguos se desplazaron hacia latitudes mayores y también hacia altitudes mayores. Por el contrario, durante episodios de menor incidencia y aprovechamiento de ERS (episodios fríos), dichos límites se desplazaron hacia latitudes y altitudes menores.
Como consecuencia de ello, durante los episodios de calentamiento global, el Subsistema Ecuatorial se ensanchará latitudinalmente, cubriendo mayores superficies. Paralelamente, los sucesivos subsistemas climáticos se correrán hacia latitudes mayores. Finalmente el avance latitudinal de los subsistemas Subpolares restringirán los respectivos subsistemas Polares. De modo inverso, durante episodios de enfriamiento global se restringirá el subsistema Ecuatorial y se ensancharán los subsistemas Polares. Al mismo tiempo las demás zonas se correrán hacia latitudes menores.
De ese modo, en proximidades de los límites actuales entre dos zonas contiguas, los sedimentos depositados en uno de ellos durante un episodio de calentamiento, traslapan o transgreden sobre sedimentos depositados en el subsistema contiguo de mayor latitud, durante un episodio frío previo (figura 109). En este caso, el subsistema de menor latitud (con mayor ingreso de calor = más cálido) avanza sobre el de mayor latitud (con menor ingreso de calor = más frío).
De modo inverso, los sedimentos depositados cerca del límite de un subsistema climático, durante un episodio de enfriamiento transgreden sobre los sedimentos del subsistema contiguo de menor latitud. En este caso, el subsistema climático de mayor latitud (más frío) avanza sobre el de menor latitud (más cálido). Lo mismo ocurrirá con las geoformas. De modo tal, en lugares donde actualmente existe un clima húmedo, es posible encontrar geoformas fósiles correspondientes a un clima árido, como ocurre por ejemplo en la Sierra de San Miguel (Uruguay), en toda América en general y en la Argentina en particular. A esto lo veremosccon detalle en el capítulo correspondiente a morfogénesis eólica.
En la fotografía de la figura 110, se observa la variación vegetacional en altura, como respuesta a la zonación climática en altitud. El límite superior de la vegetación sobre el faldeo del cerro, responde a la disminución de la temperatura en altura. Durante episodios climáticos de enfriamiento, desciende en altura la línea de 0ºC y con ello descienden las zonas climáticas altitudinales. Por tal causa también desciende el límite superior de la vegetación, avanzando sobre ella el límite de la nieve en este caso. Durante episodios templados, se revierte el proceso: la vegetación asciende sobre la ladera del cerro y su límite avanza en altura, restringiendo la superficie de la zona nevada.

Continua...

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(1)  Estos episodios cálidos son los llamados interglaciales e interestadiales. Los primeros son más prolongados y ocurren entre dos glaciaciones consecutivas. Los segundos son más breves y se intercalan en una glaciación.

--- CAPÍTULO 4 (c)

CAPÍTULO 4 (c)

Subsistemas Templados

Los subsistemas Templados (figura 105) se desarrollan entre los 35º y los 55º de latitud. Pese a que en ellos la Energía Radiante Solar incide con un ángulo apreciablemente mayor que en los subsistemas Sub-Tropicales, la cantidad de energía recibida es relativamente importante y oscila entre 50 y 25 Kcal./cm2.año. En el Hemisferio Norte, sobre este subsistema climático predominan las superficies continentales, siendo muy extensas. Por su parte en el Hemisferio Sur este subsistema disminuye hacia el Sur con el estrechamiento de los continentes y consecuente predominio oceánico.
Debido a la gran superficie continental de este subsistema en el Hemisferio Norte, en el mismo hay una diferenciación en regiones geográficas con características climáticas particulares, según factores propios: praderas, bosque/estepas, bosque/tundras, semidesiertos, desiertos y desiertos árticos.
Las praderas en general se encuentran hacia el límite con las zonas subtropicales. Tienen buena productividad de biomasa, aunque la compacta capa herbácea y la propensión a los incendios periódicos de ésta durante la estación seca, impiden el desarrollo natural de vegetación arbórea. En los suelos negros de las praderas falta el horizonte carbonatado que aparece ya en los suelos de las regiones esteparias.

Subsistemas Subpolares

Los subsistemas Subpolares (figura 106) están desarrollados entre los 55º y los 75º de latitud. En ellos, dado que el ángulo de incidencia de la ERS, es importante, la energía que ingresa es relativamente escasa, no superando las 20 Kcal./cm2.año. Por esa causa, los procesos de evaporación y de transpiración no son intensos y ello origina exceso de humedad. No obstante, dada la falta de temperatura (de energía) predomina la meteorización física sobre la química. Así existe crioclastismo y congelifracción (fragmentación de rocas por congelamiento de agua en sus poros). En profundidad, el agua contenida en los poros de las rocas y de los los sedimentos está congelada (permafrost = suelo permanentemente congelado), originando aireación pobre y el empantanamiento por falta de infiltración. Todo ello a su vez favorece el desarrollo de turbales y de suelos tipo gley.

Subsistemas Polares

Los subsistemas Polares (figura 107) completan el panorama de la zonalidad global, desarrollándose desde los 75º hasta los polos. Reciben muy poca ERS, la cual no supera los 2 a 4 Kcal./cm2.año. Además, dada su elevada latitud, durante varios meses al año (medio año y aún más en los mismos polos) no reciben luz solar, o sea que no tienen aporte de ERS directa. En general estos subsistemas están total o parcialmente cubiertos por gruesas capas de hielo. En ellos puede haber meteorización física, ya sea exaración en la base de los glaciares en movimiento, o crioclastismo y congelifracción en las rocas no cubiertas por hielo.

Zonalidad Altitudinal Del SET

Cochamo, Chile. Fotografía de Paula Yarur <lou_bioe@hotmail.com>

Del mismo modo en que la latitud influye sobre la cantidad total de ERS aprovechada por el Sistema Exógeno Terrestre (SET), la altitud hace lo propio, aunque las causas no son las mismas. Dentro de la atmósfera, la ERS incidente se incrementa aproximadamente en un 10 % por cada 1.000 metros de altitud. Esto se debe a la menor densidad atmosférica en altura y a su menor contenido en vapor de agua, polvo en suspensión y CO2, con lo cual disminuye el albedo de la atmósfera.
Aunque también debido a la disminución en altura de esos tres factores, disminuye el efecto de invernadero y en consecuencia es mayor la cantidad de radiación de onda larga (IR = calor) que escapa del SET al espacio exterior. De este modo disminuye la cantidad de ERS efectivamente aprovechada por los procesos exógenos.
Como consecuencia de ello, en los primeros 4.000 metros de altura sobre el nivel del mar, dentro de la atmósfera hay un gradiente vertical decreciente en las temperaturas; éste alcanza el orden de 0,5 grados centígrados promedio, por cada 100 metros de ascenso. Pasados los 4.000 metros de altura, ese gradiente medio se incrementa a 0,6º C por cada 100 metros de ascenso. Este gradiente térmico equivale a un desplazamiento latitudinal de unos 400 a 500 Km. en zonas llanas al nivel del mar.
En función de ese gradiente, es que en las áreas montañosas existe una zonación altitudinal que desde el punto de vista ambiental y morfogenético se manifiesta de modo muy semejante a la zonación latitudinal ya presentada. Esta zonación es relativamente independiente de la latitud. Como ya se dijo, en las latitudes menores es mayor la cantidad de ERS recibida. Pero de todos modos con la altura disminuye notablemente el aprovechamiento efectivo de esa ERS, dada la mayor disipación de radiación de onda larga, por la disminución del efecto de invernadero de la atmósfera.
Además, en las montañas también debe tenerse en cuenta la exposición de las laderas respecto del sol. Este hecho puede desplazar los límites de las zonas altitudinales entre 300 y más de 800 metros desde una ladera insolada con respecto a una ladera en umbría, a la misma latitud.
En suma, en altas montañas ubicadas en regiones  tropicales, en la corta distancia que significa su altura, se repiten en escala, zonas similares a la zonación (subsistemas) latitudinal. (figura 108). En cada una ellas, la vegetación y los procesos biogeoquímicos son similares al subsistema latitudinal homólogo, dependiendo ambos fundamentalmente de la disponibilidad de humedad. En este caso debe considerarse que las precipitaciones aumentan con la altura hasta cierto límite, aunque en general, también aumenta el gradiente hidráulico y en consecuencia aumenta el drenaje y disminuye la humedad disponible.
Ese aumento del gradiente hidráulico (o del potencial gravitatorio), también incrementa la erosión hídrica. Por tal razón en las regiones montañosas los paisajes cambian con mayor velocidad que en las regiones llanas. Eso significa que la antigüedad de los paisajes montañosos decrece con la altura; o dicho de otro modo: la antigüedad de los paisajes es inversamente proporcional a los potenciales de erosión. Este hecho es muy importante de tener en cuenta cuando se trata de interpretar cronologías relativas en base a la evolución de los paisajes. De modo tal que es improbable la existencia de paisajes montañosos más antiguos que el Pleistoceno temprano. Por el contrario, en zonas llanas ecuatoriales hay paisajes relictuales que persisten con poco cambio desde el Terciario inferior.
Continúa...

--- CAPÍTULO 4 (b)

CAPÍTULO 4 (b)

Zonalidad Latitudinal

del Sistema Exógeno Terrestre (SET)

Subsistemas Climáticos
Mundiales

Cada Subsistema Latitudinal (Zona Climática) del SET, de acuerdo a lo que vimos al inicio de este capítulo, se caracteriza de acuerdo a su régimen hidrotérmico(1). En general, la temperatura está condicionada por la cantidad de Energía Radiante Solar (ERS) que recibe directamente cada subsistema latitudinal; salvo algunos casos como el visto para la región litoral europea, donde la redistribución de ERS alóctona aportada por la hidrosfera (corriente del Golfo - figuras 87 y 88) a la atmósfera, incide de modo fundamental.
Por su parte, el régimen hídrico está condicionado esencialmente por la circulación atmosférica, de la cual dependen las precipitaciones en cada subsistema latitudinal. Todo el tema está muy bien desarrollado en la obra de Riabchikov (1.976), ya mencionada en varias oportunidades.

Subsistema Ecuatorial

El subsistema Ecuatorial (figura 98) es único y se extiende unos cinco grados de latitud a ambos lados del Ecuador. Dada esa posición latitudinal, en el mismo ingresa gran cantidad de ERS a lo largo de todo el año. Este ingreso alcanza magnitudes que oscilan entre 73 y 80 kilocalorías por centímetro cuadrado, por año (en adelante: Kcal./cm2.año).
Por tal razón en este subsistema no existen marcados cambios estacionales de humedad y de temperatura . Y por ello, los procesos biogeoquímicos son allí muy intensos durante todo el año. Esto origina una potente corteza de meteorización en la porción superior de la litosfera, la cual puede sobrepasar los 500 metros de profundidad.
La productividad anual de biomasa en este caso supera las 40 ton/Ha en peso seco. En tales condiciones biogeoquímicas, la mineralización de la materia orgánica muerta es muy rápida. Debido a la relativamente abundante disponibilidad de humedad, existe intenso lavado de los suelos, con arrastre de sus sales solubles. De ese modo los suelos se enriquecen en compuestos no solubles, formándose depósitos con abundante hierro y aluminio (lateritas, suelos ferralíticos - figuras 99 y 100 - y depósitos bauxíticos) en lugares bien drenados; o ciénagas y pantanos en lugares mal drenados.

Subsistemas Subecuatoriales

Hacia mayores latitudes y a ambos lados del subsistema Ecuatorial, los demás subsistemas se desarrollan simétricamente en cada hemisferio. Los subsistemas Subecuatoriales (figura 101) se desarrollan contiguos al subsistema Ecuatorial, cubriendo desde los 5º a los 10º de latitud. El ingreso de ERS en ellas también ocurre con intensidad durante prácticamente todo el año, alcanzando magnitudes oscilantes entre 70 y 75 Kcal./cm2.año.
Pero dentro de estos subsistemas climáticos existen regiones con notables diferencias en el aporte de humedad, de acuerdo a su ubicación con respecto a la circulación atmosférica dominante. Así, clásicamente se los ha dividido en dos regiones: Región de Bosques Monzónicos y Región de Sabanas. En ambas regiones existe una temporada anual seca y otra húmeda. Pero en la Región de los Bosques Monzónicos la temporada húmeda es más prolongada que la seca, y viceversa.
En el hemisferio de verano domina el aire húmedo (monzones) y en el hemisferio de invierno domina el aire seco tropical (alisios). De ese modo, dado que las diferencias térmicas no son notables respecto del subsistema Ecuatorial, los procesos biogeoquímicos tienen un ritmo estacional vinculado al régimen hídrico. En ambos casos los suelos varían dentro de las distintas gamas de las lateritas.

Subsistemas Tropicales

Los subsistemas climáticos Tropicales (figura 102) flanquean a los anteriores hacia mayores latitudes sobre ambos hemisferios. Se desarrollan desde los 10º hasta los 25º de latitud. En ellos también es relativamente elevada la cantidad de ERS que ingresa y al igual que en los previos, lo hace con bastante regularidad a lo largo de todo el año, alcanzando valores entre 60 y 70 kcal./cm2.año. En general y pese a esa gran cantidad de ERS recibida, estos subsistemas y parte de los adyacentes hacia latitudes mayores (subsistemas Subtropicales) son de alta presión atmosférica en relación a los subsistemas Subecuatoriales y el Ecuatorial, aún más cálidos.
Ello hace que sean subsistemas de exclusiva emisión de vientos en superficie y que prácticamente sólo reciban aire desde la estratosfera. Ese aire estratosférico es muy seco, pues al ascender en los subsistemas Subecuatoriales y Ecuatorial se enfría, condensando y precipitando su humedad inicial. De ese modo el aire recibido desde la estratosfera es extremadamente seco.
Precisamente los grandes desiertos del mundo (figura 103) se encuentran en estos Subsistemas Tropicales y Subtropicales. Entre ellos se encuentran los grandes desiertos africanos (Sahara en el Hemisferio Norte y Kalahari en el Hemisferio Sur), americanos (Nevada, Colorado, California, etc. en el Norte; la Puna en el Sur), asiáticos (Gobi) y australianos.
Aquí, pese a la gran entrada de ERS, la falta de humedad condiciona una mínima producción de biomasa y la corteza de intemperismo es mínima. Predominan los procesos de meteorización física (térmicos, eólicos) sobre los procesos químicos y bioquímicos. Entre los procesos físicos son importantes los efectos de los torrentes episódicos durante lluvias esporádicas.
Obviamente, en estos subsistemas son característicos los paisajes desérticos y semi desérticos, salvo en la porción oriental de los continentes, en las cuales lo vientos húmedos de procedencia oceánica (vientos de tipo monzónico), pueden condicionar la existencia de bosques. La falta general de cobertura vegetal condiciona la existencia de un albedo elevado. De ese modo, de la importante cantidad de ERS ingresante a estos subsistemas, sólo una parte pequeña es aprovechada efectivamente por sus procesos.

Subsistemas Subtropicales

Los Subsistemas Subtropicales (figura 104) se desarrollan entre los 25º y 35º de latitud y tienen un importante ingreso anual de ERS, oscilante entre 50 y 60 Kcal./cm2. año. Debido a que en parte están influenciados por los anticiclones emplazados sobre las zonas tropicales, en estos subsistemas también hay gran desarrollo de regiones desérticas. De todos modos, en una parte importante de ellos domina la influencia monzónica, por lo que también aquí se desarrollan bosques monzónicos.
Los suelos varían entonces de acuerdo a las precipitaciones. En los bosques monzónicos predominan suelos rojos y amarillos y en los desiertos los suelos grises y castaño grisáceos. En este último caso, la falta de agua produce fenómenos semejantes a los descriptos para los desiertos tropicales. 

Continua...

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(1) Esto es, por sus características de humedad y de temperatura.

--- CAPÍTULO 4 (a)

CAPÍTULO 4 (a)
DINAMICA MORFOGENÉTICA
Dedicado a: xxx

El Clima planetario y su acción modeladora del relieve terrestre
Zonalidad de los procesos climaticos actuales

Introducción

En el capítulo anterior pasamos rápida revista a las variables conjugadas sobre los componentes del Sistema Exógeno Terrestre (SET), para modular el clima a lo largo del tiempo geológico. Ahora analizaremos el estado actual del SET en función de las diferentes latitudes del planeta, en lo que pueden considerarse como subsistemas latitudinales del mismo.
Con ello podremos interpretar la dinámica de cada subsistema ambiental de la Tierra y podremos inferir que tipo de condiciones son las más probables de regir los procesos morfogenéticos en cada uno de ellos. Luego y por analogía, la interpretación de tales procesos nos permitirá interpretar cuáles pudieron ser los procesos morfogenéticos que controlaron la evolución de las geoformas que encontremos en cualquier lugar del planeta.
Esto será fundamentalmente válido para las geoformas del Período Cuaternario. El límite cronológico para el inicio del Cuaternario se estableció convencionalmente en 1,8 x 10 a la 6 años. (un millón ochocientos mil años). Con el desarrollo de nuevos estudios, este límite se ha llevado hasta alrededor de 2,8 x 10 a la 6 años (dos millones, ochocientos mil años). Dada esa duración relativamente corta, hablando siempre en tiempos geológicos, y según la velocidad conocida para la deriva de las placas continentales, podemos estimar que la posición de estas no ha cambiado sustancialmente durante ese lapso.
En los inicios del Cuaternario, Sudamérica podría haber estado entre algunas decenas y poco más de cien Km. más cerca de África, (figuras 93 y 94). Esto no implica diferencias sustanciales respecto al modelo actual de circulación oceánica y atmosférica. Por tal razón, las variables más importantes incidiendo sobre la Energía Radiante Solar (ERS) recibida por el SET, e incidiendo en la redistribución de esa energía, han debido ser las de origen astronómico: la actividad solar (figura 95) y las  variables planetarias estudiadas por Milutin Milankovic (figura 96). Precisamente estas últimas son las que originan la actual zonalidad latitudinal de los procesos climáticos. Y son las que desde el Cenozoico medio, han regido la repetición cíclica de episodios fríos (glaciales) y templado/cálidos (interglaciales), como se explicó previamente.
Dada la inclinación que tiene el eje de rotación terrestre respecto al plano de la eclíptica(1), a lo largo del año ocurren notables diferencias inter hemisféricas de insolación (figura 97). Tales
diferencias producen cambios anuales también notables en la dinámica ambiental, desde zonas subtropicales hasta zonas polares. Esos cambios generan situaciones conocidas como estaciones: el hemisferio que en un momento dado recibe la ERS con mayor ángulo de incidencia respecto a la horizontal, se encuentra en verano y viceversa.
En la franja existente desde el Ecuador hasta los trópicos, durante todo el año la ERS incide con alto ángulo; por ello la cantidad de ERS recibida en ella es siempre elevada. Hacia latitudes mayores ese ángulo disminuye paulatinamente, disminuyendo en consecuencia la cantidad de ERS que ingresa al SET. Eso motiva la existencia de zonas con diferente magnitud de insolación, envolviendo al planeta latudinalmente a modo de fajas.
En esas zonas, la cantidad de ERS entregada al SET se mantiene dentro de límites más o menos semejantes, conformando subsistemas latitudinales, los que a su vez integran el sistema  mayor que previamente definimos como SET. Esos subsistemas constituyen lo que acá denominaremos zonas climáticas: Ecuatorial, Subecuatoriales, Tropicales, Subtropicales, Templadas, Subpolares y Polares. La primera es única, mientras que las demás se suceden simétricamente a pares en ambos hemisferios.
En las próximas entradas al blog, esbozaremos los caracteres más relevantes de cada zona climática. Los límites entre cada una de ellas no son tan simples ni tienen un desarrollo latitudinal tan definido como el que presentamos acá, pues sobre ellos inciden distintos factores geográficos tales como la diferente altitud de las áreas continentales y la circulación atmosférica y oceánica.
Por ejemplo y como ya vimos, en las costas europeas influenciadas por la Corriente del Golfo, los límites entre estas zonas climáticas se desplazan hacia latitudes mayores. Porque allí, además de la propia ERS recibida directamente sobre esas zonas climáticas, se recibe también la ERS alóctona, transportada desde el Caribe por esa corriente marina (figuras  87 y 88). Por tal razón, en la región europea influenciada por esa corriente marina el límite entre las zonas Templada y Polar se encuentra por encima de los 70º Norte. Si no fuese por ella, en condiciones normales debería hallarse entre los 50º y 60º Norte.
La dificultad de establecer los límites entre las zonas climáticas suele ser muy grande. Es por ello que en algunos casos puede ser conveniente reunir a más de una de esas zonas climáticas, o subsistemas, en lo que posteriormente definiremos como Megasistemas Ambientales. Verbigracia, el Megasistema Ambiental Sudamericano de Latitudes Medias (MASLM) definido para nuestras latitudes.

Continua...

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(1) Plano que contiene a la órbita terrestre y de la mayoría de los planetas, según vimos en el capítulo 2.

--- CAPITULO 3 (e)

CAPITULO 3 (e)

Balance de energía

del Sistema Exógeno Terrestre (SET)

Para comprender la dinámica del SET, es fundamental reconocer sus principales fuentes de energía, los caminos que esa energía recorre dentro del mismo y por ello, las distintas transformaciones termodinámicas que ella sufre.

Energía Exógena: Energía Radiante Solar (ERS)

Según Riabchikov (1.976) la ERS recibida por el planeta constituye el 99,98 % de la energía total del SET. El 0,02 % restante está constituido por la Energía Interna Terrestre (EIT). La ERS se produce en el Sol merced a:

1) la fusión termonuclear de sus átomos de hidrógeno; con ello se originan átomos de helio y se libera enorme cantidad de energía que se disipa al espacio interestelar. 

 2) Rozamiento entre si de las partículas que componen el Sol, atraidas por la enorme fuerza gravitacional de este.

De toda esa energía, la Tierra recibe unas 134 x 10 a la 19 Kcal./año,. Esta eneregía asegura el calentamiento zonal y latitudinal de la superficie del planeta y origina la circulación atmosférica y oceánica, entre otros elementos de la dinámica del SET. A su vez esta energía evapora el agua de prácticamente todo el ciclo hidrológico. También origina la fotosíntesis, como suprema transformación de la ERS en energía química y bioquímica, papel esencial de la Biosfera como componente básico del SET.

Energía Interna Terrestre (EIT)

Por tal se entiende a la suma de toda la energía liberada al SET a partir de procesos desvinculados de la ERS. Entre estos y primero en magnitud, está el calor liberado por el rozamiento entre sí de las partículas litosféricas, debido a la atracción gravitatoria del planeta. Este rozamiento ocurre porque la fuerza gravitatoria atrae a todas esas partículas hacia el centro de gravedad del planeta. Su magnitud se estima en 36 x 10 a la 17 Kcal./año.
El segundo lugar lo ocupa el calor liberado por el proceso de desintegración atómica de elementos radioactivos, con 43 x 10 a la 16 Kcal./año. En tercer lugar está el calor que se desprende del rozamiento entre sí de las parículas terrestres, ante la continua oscilación de la atracción gravitatoria que ejercen sobre ellas la luna y el sol (mareas luni-solares semidiarias). Este calor se estima en 28 x 10 a la 16 Kcal./año.
Así, el total de la EIT asciende a 43,1 x 10 a la 17 Kcal./año (Riabchikov, 1.976). Esta cantidad de es unas 300 veces menor que la ERS llegada anualmente al SET y 200 veces menor que la cantidad de ERS aprovechada en los procesos del mismo (la diferencia entre la energía recibida desde el Sol y la energía aprovechada, es aquélla devuelta al espacio exterior, reflejada por las distintas superficies del SET, en grado variable según su poder de reflectancia, o Albedo. Esto ya se comentó y se verá repetidamente en estos capítulos).
Casi toda las formas de EIT y en particular la energía gravitacional, mantienen elevadas las respectivas temperaturas del núcleo y del manto terrestres. De ese modo activan los procesos endógenos que impulsan la movilidad del manto y de las placas corticales. De toda la EIT producida, solo un 1/23% se libera al SET por distintos medios. Esto significa unas 5.000 veces menos que la ERS recibida por éste.

Calor Tecnógeno (CT)

Este es el calor producido por las distintas actividades humanas en el marco de la Tecnosfera. Por ahora su cantidad es unas 20.000 a 25.000 veces menor que la ERS y surge de:

a) Producción de Electricidad: La humanidad produce el 85% de su electricidad en centrales térmicas, las que tienen un rendimiento térmico medio del 30%. Eso significa que el 70% de la energía consumida en el mundo por las centrales eléctricas que queman diversos combustibles, se integra al SET a modo de calor (CT).
b) Motores de Combustión Interna: El rendimiento medio de los motores de combustión interna también es próximo al 30%, por lo que el 70% de la energía total consumida por su funcionamiento se disipa como calor (CT), integrándose al SET.
c) Utilización de Energía Eléctrica: De la energía eléctrica total de producción antropogénica (tanto producida por centrales térmicas convencionales, como por centrales hidroeléctricas y nucleares) al ser empleada de cualquier forma, ya sea en motores, iluminación, resistencias, o artefactos electrónicos, alcanza rendimientos medios próximos al 85%. El 15% restante se convierte en calor (CT) y se disipa integrándose al SET.
Con esos elementos básicos, es importante hacer algunas consideraciones respecto al pronóstico de la evolución del CT en el planeta. Algunas estimaciones consideran que la producción mundial de electricidad se duplica cada 10 años. De tal modo y si toda la producción de electricidad proviniese de combustibles fósiles, el calor tecnógeno podría igualar a la ERS dentro de 140 a 150 años. Pero en base a la misma consideración, podríamos hacer un cálculo diferente: la extracción de estos combustibles, tiene un incremento sostenido próximo al 5% anual. De ese modo, quemando combustibles fósiles al ritmo actual de su extracción, el CT igualaría a la ERS dentro de unos 190 a 200 años.
De todos modos, en esta segunda línea de razonamiento y al ritmo actual de uso, las reservas de combustibles fósiles conocidas se agotarían en los próximos 90 a 100 años y la demanda debería ser cubierta por otras fuentes energéticas alternativas. Entre estas últimas podría ocupar lugar preponderante la fusión controlada de átomos de Deuterio, de lograrse a costos adecuados. En la Hidrosfera existe Deuterio suficiente como para abastecer las necesidades energéticas crecientes de la humanidad durante los próximos 10.000 años, con la ventaja de que esta energía no produce contaminación química o radioactiva.
No obstante las consideraciones previas, debe tenerse en cuenta que no todo el CT produce contaminación térmica; esto es, incrementa la cantidad total de calor del SET. Al respecto, la energía nuclear utilizada en la producción de energía eléctrica puede generar contaminación térmica en el lugar puntual donde se emplacen las centrales. Pero esta energía no altera el balance energético global del SET. Esto es así, dado que el calor producido por la desintegración de elementos radioactivos en una central, de todos modos se producirá igual y a la misma velocidad en los yacimientos originales de los minerales radioactivos.
Por su parte el aprovechamiento de la energía solar directa y las energías solares indirectas como la eólica, la hidráulica y la biomasa, proviene de la captación y reorientación de una parte de la ERS circulante dentro del SET. Por ello tampoco alteran el balance energético global. Lo mismo ocurre con la energía las mareas, aprovechada en algunas centrales costeras.
Solo la quema de combustibles fósiles influye en el actual balance energético del SET, puesto que los mismos son ERS fósil, acumulada a partir de pasados procesos fotosintéticos ocurridos en antiguas Biosferas a durante sucesivos Megaciclos Geológicos. Con la quema de combustibles fósiles, toda esa energía se vuelca al SET en forma muy rápida, sumándose a la ERS actualmente recibida por el SET e incidiendo muy levemente en su balance energético.
Según lo expresado precedentemente, tomando sólo en cuenta el incremento mundial en la producción de electricidad, puede hacerse una estimación teórica aproximada acerca de cuándo el CT podría alcanzar el valor de la ERS recibida por el SET. No obstante, para conocer con mayor aproximación la alteración del balance energético del SET, queda claro que es preciso delimitar cuánto de ese CT es aportado por los combustibles fósiles.
Para concluir, es importante lograr mejor aprovechamiento de la ERS utilizada y posible de utilizarse. Entre estas últimas se destacan:

a) la energía solar directa e indirecta (biomasa, hidráulica y eólica);
b) la diferencia de potenciales térmicos entre la superficies de los océanos y de grandes lagos, con respecto a sus fondos;
c) la energía de las corrientes marinas;
d) las energías de atracción gravitacional lunar y solar (mareas oceánicas: desarrollo de plantas mareomotrices en litorales oceánicos adecuados);
e) la energía interna terrestre; en este caso, la geotermia y la gravitatoria. La desintegración de minerales radioactivos se emplea desde tiempo atrás, pero la misma es muy cuestionada, pues sus desechos tienen serios efectos potenciales de contaminación radioactiva y química de largísimo plazo.
f) el posible descubrimiento y desarrollo de la fotosíntesis artificial.
Continua...

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