capa activa es la capa superior del suelo que se descongela durante el verano y se congela nuevamente durante el otoño. En todos los climas , ya sea que contengan permafrost o no, la temperatura en los niveles más bajos del suelo se mantendrá más estable que en la superficie, donde la influencia de la temperatura ambiente es mayor. Esto significa que, durante muchos años, la influencia del enfriamiento en invierno y la calefacción en verano (en climas templados) disminuirá a medida que aumente la profundidad. [1]
Si la temperatura del invierno está por debajo del punto de congelación del agua , se formará un frente de escarcha en el suelo. Este "frente de heladas" es el límite entre el suelo congelado y el no congelado, y con la llegada de la primavera y el verano, el suelo se descongela, siempre de arriba hacia abajo . Si el calentamiento durante el verano excede el enfriamiento durante el invierno, el suelo se descongelará completamente durante el verano y no habrá permafrost. Esto ocurre cuando la temperatura media anual es superior a 0 ° C (32 ° F), pero también ocurre cuando la temperatura media anual es ligeramente inferior a 0 ° C en sitios expuestos al sol con materiales parentales de textura gruesa ( vegetación ).
Cuando no hay suficiente calor para descongelar el suelo congelado, se forma permafrost. La capa activa en este entorno consiste en las capas superiores del suelo que se descongela durante el verano, mientras que la capa inactiva se refiere al suelo debajo del cual se congela durante todo el año porque el calor no puede penetrar. El agua líquida no puede fluir debajo de la capa activa, con el resultado de que los ambientes de permafrost tienden a estar muy mal drenados y pantanosos.
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Profundidad de descongelación en áreas de permafrost [ editar ]
El espesor de la capa activa es la profundidad promedio anual de descongelación en las áreas de permafrost, debido al calentamiento solar de la superficie.
Por lo tanto, el determinante principal del espesor de la capa activa es la temperatura máxima alcanzada durante el verano. Si solo está un poco por encima de 0 ° C, la capa activa puede ser muy delgada (solo 10 cm en la isla de Ellesmere ), mientras que si hace bastante calor, es mucho más gruesa (aproximadamente 2.5 m en Yakutsk ), y si el permafrost es discontinuo y el suelo comienza a descongelarse antes, puede ser aún más grueso (5 metros en Yellowknife ). El material parental del suelo también es importante: las capas activas en los suelos hechos de materiales parentales arenosos o de grava pueden ser hasta cinco veces más profundas que las hechas de arcilla o arcilla.Rico material para padres. Esto se debe a que el material más grueso permite una conductividad mucho mayor del calor hacia el suelo.
Esto es importante porque las raíces de las plantas no pueden penetrar más allá de la capa activa y están restringidas por su grosor. Por lo tanto, en un entorno continuo de permafrost, las plantas deben tener raíces poco profundas, lo que restringe el crecimiento de los árboles a especies especializadas como Larix . En áreas de permafrost discontinuo, la mayoría de las coníferas pueden crecer fácilmente.
Formación de suelo en la capa activa [ editar ]
La crioturbación es la fuerza dominante que opera en la capa activa y tiende a hacerla generalmente uniforme en su composición. Sin embargo, la variación en la composición de los suelos debido a las diferencias en la roca madre es muy marcada en las regiones de permafrost debido a la baja tasa de meteorización en el clima muy frío.
La lenta tasa de descomposición del material orgánico significa que los gelisoles (suelos de permafrost) son muy importantes como sumidero de dióxido de carbono . Este dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero (principalmente metano ) se forman a partir de la descomposición muy lenta del exceso de materia orgánica que permanece en la mayoría de los gelisols y se mezcla en la capa de pereletok durante los veranos relativamente calurosos y debajo de esa capa durante los períodos más cálidos de 5000 a 6000 hace años que. Este almacenamiento de carbono significa que la descongelación del permafrost puede acelerar el calentamiento global ; algunos sugieren que la diferencia podría ser muy significativa, especialmente si el carbono se ha almacenado desde antes de los máximos glaciales recientes.
Los procesos eólicos , también deletreados eólicos o eólicos , pertenecen a la actividad del viento en el estudio de la geología y el clima y específicamente a la capacidad del viento para dar forma a la superficie de la Tierra (u otros planetas ). Los vientos pueden erosionar , transportar y depositar materiales y son agentes efectivos en regiones con vegetación escasa , falta de humedad del suelo y un gran suministro de sedimentos no consolidados . Aunque el agua es una fuerza de erosión mucho más poderosa que el viento, los procesos eólicos son importantes en entornos áridos como los desiertos .
Erosión eólica [ editar ]
El viento erosiona la superficie de la Tierra por la deflación (la eliminación de partículas sueltas y de grano fino por la acción turbulenta del viento) y por la abrasión (el desgaste de las superficies por la acción de molienda y el chorro de arena por partículas transportadas por el viento).
Las regiones que experimentan una erosión intensa y sostenida se denominan zonas de deflación. La mayoría de las zonas de deflación eólica se componen de pavimento desértico , una superficie en forma de lámina de fragmentos de roca que permanece después de que el viento y el agua hayan eliminado las partículas finas. Casi la mitad de las superficies desérticas de la Tierra son zonas pedregosas de deflación. El manto de roca en los pavimentos del desierto protege el material subyacente de la deflación.
Una mancha oscura y brillante, llamada barniz del desierto o barniz de roca, a menudo se encuentra en las superficies de algunas rocas del desierto que han estado expuestas en la superficie durante un largo período de tiempo. El manganeso , los óxidos de hierro , los hidróxidos y los minerales arcillosos forman la mayoría de los barnices y proporcionan el brillo.
Las cuencas de deflación, llamadas reventones , son huecos formados por la eliminación de partículas por el viento. Los reventones son generalmente pequeños, pero pueden tener varios kilómetros de diámetro.
Los granos impulsados por el viento desgastan los accidentes geográficos . En partes de la Antártida, los copos de nieve arrastrados por el viento que técnicamente son sedimentos también han causado la abrasión de las rocas expuestas. [1] La molienda por partículas transportadas por el viento crea surcos o pequeñas depresiones . Los artefactos son rocas que han sido cortadas, y algunas veces pulidas, por la acción abrasiva del viento.
Los accidentes geográficos esculpidos, llamados yardangs , tienen hasta decenas de metros de altura y kilómetros de longitud y son formas que han sido racionalizadas por los vientos del desierto. La famosa Gran Esfinge de Giza en Egipto puede ser un yardang modificado.
Lista de los principales movimientos eólicos [ editar ]
Los principales movimientos mundiales de polvo eólico se cree que influyen y / o están influenciados por el clima y la variación climática:
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- Desde el Sahara (específicamente la depresión de Sahel y Bodélé ) un promedio de 182 millones de toneladas de polvo cada año entre 2007 y 2011, más allá del borde occidental del Sahara en longitud 15W. Variación: 86% (2007/11). Destino: 132 millones de toneladas cruzan el Atlántico (promedio), 27.7 millones de toneladas caen en la cuenca del Amazonas (promedio), 43 millones llegan al Caribe. Texas y Florida también reciben el polvo. Los eventos se han vuelto mucho más comunes en las últimas décadas. Fuente: Datos de la NASA de Lidar en aerosol en la nube y observación satelital por infrarrojos Pathfinder ( CALIPSO ). [2] Las tormentas de polvo de invierno de Harmattan en África occidental también ocurren soplando polvo al océano.
- Desierto de Gobi a Corea, Japón, Taiwán (a veces) e incluso al oeste de Estados Unidos (soplando hacia el este). Ver también polvo asiático .
- Desierto de Thar premonzón hacia Delhi, Uttar Pradesh, llanura indogangética . Ver también tormentas de polvo indias 2018 .
- Los vientos de Shamal de junio a julio soplan polvo principalmente de norte a sur en Arabia Saudita, Irán, Irak, Emiratos Árabes Unidos y partes de Pakistán.
- Tormentas de polvo de haboob en Sudán, Australia, Arizona, asociadas con el monzón .
- Polvo de Khamsin de Libia, Egipto y Levante en primavera asociado con ciclones extratropicales .
- Evento Dust Bowl en Estados Unidos, llevado arena hacia el este. Se depositaron 5500 toneladas en el área de Chicago.
- Vientos arenosos de Sirocco desde África / Sahara soplando hacia el norte hacia el sur de Europa.
- Desierto de Kalahari que sopla del este al sur del Océano Índico y Australia.
Transporte [ editar ]
Las partículas son transportadas por los vientos a través de la suspensión, la saltación (saltar o rebotar) y arrastrarse (rodar o deslizarse) a lo largo del suelo.
Se pueden mantener pequeñas partículas en la atmósfera en suspensión. Las corrientes ascendentes de aire soportan el peso de las partículas suspendidas y las mantienen indefinidamente en el aire circundante. Los vientos típicos cerca de la superficie de la Tierra suspenden partículas de menos de 0.2 milímetros de diámetro y las dispersan como polvo o neblina .
La saltación es el movimiento de partículas a favor del viento en una serie de saltos o saltos. La saltación normalmente levanta partículas del tamaño de arena a no más de un centímetro sobre el suelo y avanza a la mitad o un tercio de la velocidad del viento. Un grano salado puede golpear a otros granos que saltan para continuar la saltación. El grano también puede golpear granos más grandes que son demasiado pesados para saltar, pero que lentamente se arrastran hacia adelante a medida que son empujados por los granos de sal. La fluencia superficial representa hasta el 25 por ciento del movimiento de granos en un desierto.
Las corrientes de turbidez eólica se conocen mejor como tormentas de polvo . El aire sobre los desiertos se enfría significativamente cuando la lluvia lo atraviesa. Este aire más frío y más denso se hunde hacia la superficie del desierto. Cuando llega al suelo, el aire se desvía hacia adelante y barre los escombros de la superficie en su turbulencia como una tormenta de polvo.
Los cultivos , las personas, los pueblos y posiblemente incluso los climas se ven afectados por las tormentas de polvo. Algunas tormentas de polvo son intercontinentales, algunas pueden rodear el globo y ocasionalmente pueden envolver planetas enteros. Cuando la nave espacial Mariner 9 entró en su órbita alrededor de Marte en 1971, una tormenta de polvo que duró un mes cubrió todo el planeta, retrasando así la tarea de realizar un mapeo fotográfico de la superficie del planeta. [3]
La mayor parte del polvo transportado por las tormentas de polvo está en forma de partículas de limo . Los depósitos de este limo arrastrado por el viento se conocen como loess . El depósito más grueso conocido de loess, 335 metros, se encuentra en la meseta de Loess en China . Este mismo polvo asiático se sopla por miles de millas, formando camas profundas en lugares tan lejanos como Hawai. [4] En Europa y en las Américas , las acumulaciones de loess son generalmente de 20 a 30 metros de espesor. Los suelos desarrollados en loess son generalmente altamente productivos para la agricultura.
El transporte eólico desde los desiertos desempeña un papel importante en los ecosistemas a nivel mundial, por ejemplo, mediante el transporte de minerales desde el Sahara hasta la cuenca del Amazonas . [5] El polvo del Sahara también es responsable de formar suelos de arcilla roja en el sur de Europa. [6] Los procesos eólicos se ven afectados por la actividad humana, como el uso de vehículos 4x4 . [7]
Pequeños torbellinos, llamados demonios de polvo , son comunes en tierras áridas y se cree que están relacionados con un calentamiento local muy intenso del aire que resulta en inestabilidades de la masa de aire. Los demonios del polvo pueden tener hasta un kilómetro de altura.
Deposición [ editar ]
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Los materiales depositados por el viento contienen pistas sobre el pasado y sobre las direcciones e intensidades del viento. Estas características nos ayudan a comprender el clima actual y las fuerzas que lo moldearon. Los cuerpos de arena depositados por el viento se producen como láminas de arena , ondas y dunas .
Las láminas de arena son planas, suavemente onduladas, parcelas arenosas de arena emergidas por granos que pueden ser demasiado grandes para la salinidad. Forman aproximadamente el 40 por ciento de las superficies deposicionales eólicas. La capa de arena de Selima en el desierto del Sahara oriental, que ocupa 60,000 kilómetros cuadrados en el sur de Egipto y el norte de Sudán , es una de las capas de arena más grandes de la Tierra. El Selima es absolutamente plano en algunos lugares; en otros, las dunas activas se mueven sobre su superficie.
El viento que sopla sobre una superficie de arena ondula la superficie en crestas y canales cuyos largos ejes son perpendiculares a la dirección del viento. La longitud promedio de los saltos durante la saltación corresponde a la longitud de onda , o distancia entre las crestas adyacentes, de las ondas. En las ondas, los materiales más gruesos se acumulan en las crestas causando una clasificación inversa . Esto distingue las pequeñas ondas de las dunas, donde los materiales más gruesos generalmente se encuentran en los canales. Esta es también una característica distintiva entre ondas de agua y ondas eólicas.
Acumulaciones de sedimentos arrastrados por el viento en un montículo o cresta , las dunas tienen suaves pendientes a favor del viento en el lado de barlovento . La parte a favor del viento de la duna, la pendiente de sotavento, es comúnmente una pendiente de avalancha empinada conocida como cara deslizante . Las dunas pueden tener más de una superficie deslizante. La altura mínima de un slipface es de unos 30 centímetros.
La arena arrastrada por el viento se mueve hacia arriba por el lado del viento suave de la duna mediante saltación o arrastre. La arena se acumula en el borde, la parte superior de la superficie deslizante. Cuando la acumulación de arena en el borde excede el ángulo de reposo , una pequeña avalancha de granos se desliza por la superficie deslizante. Grano a grano, la duna se mueve a favor del viento.
Ralph Alger Bagnold , un ingeniero del ejército británico que trabajó en Egipto antes de la Segunda Guerra Mundial, realizó algunas de las mediciones experimentales más significativas sobre el movimiento de arena eólica . Bagnold investigó la física de las partículas que se mueven a través de la atmósfera y se depositan por el viento. Reconoció dos tipos básicos de dunas, la duna creciente, que llamó " barchan ", y la duna lineal, que llamó longitudinal o "seif" (en árabe, "espada").
Un estudio de 2011 publicado en Catena examinó el efecto de la vegetación sobre la acumulación de polvo eólico en la estepa semiárida del norte de China. Utilizando una serie de bandejas con cobertura vegetal diferente y un modelo de control sin ninguna, los autores descubrieron que un aumento en la cobertura vegetal mejora la eficiencia de la acumulación de polvo y agrega más nutrientes al medio ambiente, particularmente carbono orgánico. Sus datos revelaron dos puntos críticos: 1. La eficiencia de atrapar el polvo aumenta lentamente por encima del 15% de cobertura y disminuye rápidamente por debajo del 15% de cobertura. 2. con una cobertura de alrededor del 55% -75%, la acumulación de polvo alcanza una capacidad máxima. [8]
En Europa, la Comisión Europea solicitó al Centro Común de Investigación que desarrolle el primer mapa paneuropeo de erosión eólica. En un primer paso, un grupo de científicos ha utilizado el conjunto de datos de la capa superior del suelo LUCAS [9] para desarrollar la susceptibilidad a la erosión eólica de los suelos europeos. [10] Luego, han desarrollado un índice de susceptibilidad a la tierra [11] para hacer una evaluación cualitativa de la erosión eólica. Finalmente, modificaron el modelo RWEQ para estimar la pérdida de suelo debido a la erosión del viento en los suelos agrícolas europeos. [12]
Un estudio cuantitativo de tres años sobre los efectos de la eliminación de vegetación en la erosión eólica descubrió que la eliminación de pastos en un entorno eólico aumentaba la tasa de deposición del suelo. En el mismo estudio, se mostró una relación entre la disminución de la densidad de las plantas con la disminución de los nutrientes del suelo. De manera similar, se demostró que el flujo horizontal del suelo a través del sitio de prueba aumenta al aumentar la eliminación de la vegetación. [13]
Un estudio de 1998 publicado en Earth Surfaces Processes and Landforms investigó la relación entre la cubierta vegetal en las superficies de arena con la tasa de transporte de arena. Se encontró que el flujo de arena disminuyó exponencialmente con la cubierta vegetal. Esto se hizo midiendo parcelas de tierra con diversos grados de vegetación contra las tasas de transporte de arena. Los autores sostienen que esta relación se puede utilizar para manipular las tasas de flujo de sedimentos mediante la introducción de vegetación en un área o para cuantificar el impacto humano al reconocer el efecto de la pérdida de vegetación en los paisajes arenosos. [14]
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