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Oposiciones Secundaria – Geografía e Historia Temario Específico – Tema 4

TEMA 4: CLIMAS Y ZONAS BIOCLIMÁTICAS. EL TIEMPO Y EL CLIMA COMO CONDICIONANTES DE LAS ACTIVIDADES HUMANAS.

1- INTRODUCCIÓN. 2- FUNDAMENTOS DEL CLIMA: ATMÓSFERA E INSOLACIÓN. 3- PRESIÓN ATMOSFÉRICA Y CLIMA 4- CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA. 5- CLIMAS Y MODELOS DE CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA. 5.1- CLASIFICACIÓN DE KÖPPEN. 5.2 - CLASIFICACIÓN DE MILLER 6- UNA CONSIDERACIÓN GENERAL SOBRE LA INFLUENCIA DEL CLIMA. 7- BIBLIOGRAFÍA

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1- INTRODUCCIÓN. El clima, uno de los principales componentes de la interacción geográfica entre el hombre y el medio ambiente, puede ser definido como los valores medios de un lugar cualquiera de la superficie terrestre. Esta definición ha servido de fundamento para los estudios climatológicos concretados en la llamada climatología analítica, que, por yuxtaposición de los elementos climáticos, permite una caracterización de los diversos climas. Hoy, lo partidarios de la climatología dinámica, le achacan a esta definición tradicional una serie de inconvenientes: la excesiva dependencia de cifras y valores medios, que no son más que series estadísticas y que en absoluto responden a la realidad de los hechos; el ser básicamente descriptiva, y no explicar los mecanismos que rigen el clima. Una definición más coherente con esta última finalidad es la que aporta SchneiderCortes: "el conjunto de situaciones atmosféricas y sucesión de tiempos que, durante un largo período y de acuerdo con la distribución característica de sus valores más frecuentes medios y extremos, afectan a un determinado lugar o región de la superficie terrestre." Esta concepción dinámica, en la que nos basaremos, acentúa en especial el papel dinámico del clima, y las condiciones climáticas a través de las situaciones atmosféricas y de los tipos de tiempo. Conviene señalar lo que dice P. de Laborde: que la idea de clima es inseparable de la noción de tiempo atmosférico (que según él es el estado de atmósfera durante un breve período de tiempo -24 horas-): el clima vendría a ser algo así como la película o la sucesión de los tipos de tiempo. La climatología ha pasado de ser una disciplina de los estados medios de la atmósfera a convertirse en una disciplina más próxima a la realidad, apoyada en el curso característico de los diversos tipos de tiempo, y en los procesos dinámicos de la atmósfera que los explican. Y es aquí donde centraremos nuestra atención. 2- FUNDAMENTOS DEL CLIMA: ATMÓSFERA E INSOLACIÓN. La atmósfera es una envoltura de naturaleza gaseosa formada por partículas sólidas y líquidas diversas en proporciones muy variables, y con una distribución no regular en todo su espesor. Presenta varias capas, de las que la más importante para el clima es la troposfera, capa de contacto con la superficie, de un espesor de unos 12 Km. (menor en las zonas elevadas) y en el Ecuador). Existe una relación lineal entre la altitud y el peso de la capa atmosférica (presión atmosférica): a más altura, menos peso de la columna de aire situada sobre dicho punto, y por tanto menos presión. La presión, en condiciones normales (24ºC y 0 metros sobre el nivel del mar), tiene una media para el planeta de 1013 mb (o 1 atmósfera de presión, o 766 mm. de mercurio en dicho barómetro). Valores extremos (para que tengamos un punto de referencia) se registran en el anticiclón de Siberia (1070 mb en invierno), y en los ciclones o bajas tropicales (890 mb.) Las altas presiones o anticiclones también se denominan "máximo", siendo dos ejemplos las de las Azores y las de Siberia. Las bajas presiones, depresiones, áreas anticiclónicas, también se llaman "mínimas", y dos ejemplos son la de Islandia y la del Golfo de Génova. 2/17

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Hablamos de dorsal cuando un anticiclón adquiere una forma alargada (que significa que tiende a su segregación en dos células, o a su debilitamiento), y de collado cuando sucede lo mismo con una baja. Hablamos de "pantano" barométrico cuando no existe un anticiclón ni borrasca pronunciados. El concepto de "centros de acción" implica masas de aire estables (Anticiclón de las Azores, A. de Siberia, Baja de Islandia, A. del Atlántico Sur -sumamente estable a lo largo del año-). A los ciclones se le suele asignar un número o un nombre (femenino, y designado por orden alfabético) para que los metereólogos puedan seguir su evolución a lo largo del tiempo. Los anticiclones pueden tener de 2.000 a 6.000 Km. de largo, mientras que las depresiones del Atlántico Norte y Europa occidental llegan a alcanzar los 3.000 Km., y las del Mediterráneo miden de 500 a 800 Km. generalmente. Los individuos barométricos tienen a aparecer en los mismos sitios, aunque eso no implica que sean estables: en Islandia, la presistencia de bajas se corresponde con borrascas móviles que se van generando, mientras que en Siberia la media de su Anticiclón de 1035 mb. alcanza valores que en invierno suelen ser de 1060 mb. En el Pacífico, se forman series de 4 a 5 depresiones. En condiciones normales (las que hemos descrito antes), la variación de la presión con la altura sería la siguiente: 1014 mb. corresponde a 0 metros sobre el nivel del mar; 500 mb. (valor que se suele tomar como índice para los mapas de presión en altura -con curvas que reflejan a qué altura se adquiere dicha presión, llavadas isohipsas-) corresponde a 5.500 metros, y 200 mb. a unos 11.000. La troposfera también presenta una variación en altura de la temperatura, pero sujeta a cambios: a partir de la superficie y hasta los 12 Km. la temperatura disminuye con la altitud (hasta los - 50º C). En la siguiente capa de la atmósfera, la estratosfera, la temperatura aumenta hasta los 50 Km. de altura (correspondientes a unos 0º C), volviendo a disminuir en la mesosfera (hasta los 90 Km., correspondiente a unos - 80º C) y volviendo a aumentar en la ionosfera hasta el espacio exterior. Esta variación responde a la composición específica de las capas (por la presencia de ozono en la estratosfera, y por la disociación de nitrógeno y oxígeno, la temperatura se incrementa) y permite que estratosfera e ionosfera actúen como reguladoras del balance energético terrestre, aunque con un papel secundario respecto a la troposfera desde el punto de vista climático y geográfico. Sin la atmósfera, la Tierra tendría una temperatura media anual de - 3ºC, con fuertes oscilaciones térmicas entre el día y la noche. Si desapareciera el vapor de agua que contiene en la Troposfera, los descensos de temperatura durante la noche alcanzarían hasta los - 100º C. Si la atmósfera es la máquina del tiempo sobre la Tierra, su motor son las radiaciones solares que llegan a ella, la fuente de energía que mueve el sistema térmico atmosférico, y a pesar de que la insolación es tan sólo una parte mínima de la energía desprendida por el sol. 3/17

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Según cálculos orientativos, la insolación que recibe la tierra es equivalente a 2 caloríasgramo por minuto y centímetro cuadrado, que se conoce por constante solar, valor que oscila según las estaciones y de acuerdo con la distancia y ángulo respecto al Sol. La llegada de calor al suelo terrestre depende en primer lugar de el grado de oblicuidad con que los rayos solares llegan a la tierra. Sin embargo, una buena parte de esta constante solar se pierde (el 36%), por el fenómeno de reflexión atmosférica y de las superficies claras, particularmente sobre la nieve y el desierto. Estas pérdidas por expulsión de la superficie terrestre se conocen por albedo de reflexión (la nieve fresca expulsa al 80-85%, y las arenas tienen un grado del 1520%, mientras los bosques sólo rechazan el 5-10%; el "albedo de reflexión" es un lago profundo apenas un 1%). El resto de la energía solar es absorbida, el 17% por la atmósfera y la mayor parte por la superficie sólida y líquida de la Tierra. Una parte de este calor absorbido por la Tierra es luego emitido a la atmósfera, fenómeno de acumulación en las capas bajas que se conoce como efecto invernadero, y que la actual afluencia de anhídrido carbónico a la atmósfera incrementa. Este factor explica que el balance energético sea desigual en las zonas del planeta: en el polo, por el elevado albedo, es negativo (se expulsa más energía de la directamente recibida), mientras en las zonas intertropicales es positivo (el albedo es bajo). Pero tales factores astronómicos se ven reforzados o atenuados por factores morfológicos y ambientales, que en ciertos casos acentúan el déficit energético o lo aumentan. A escala planetaria los valores máximos del balance energético corresponden a los océanos intertropicales, que son las grandes reservas energéticas del sistema término terrestre, auténticos centros emisores de energía, especialmente en el sector oriental del Pacífico y en menor proporción en el Atlántico. Igualmente, las regiones tropicales húmedas constituyen también un conjunto con balance energético positivo: es el caso de la Amazonia, o de la Cubeta Congoleña. En cambio, a partir de 50º de latitud, el balance energético es negativo, y en las comprendidas entre 30-40º de latitud es equilibrado (como sucede en la zona templada) El esquema que hemos descrito es el que condiciona la distribución de las temperaturas sobre la superficie terrestre, y los mecanismos fundamentales del clima terrestre y sus variaciones. Sin embargo, la distribución zonal de las temperaturas presenta significativas desviaciones con respecto al esquema fundamental del balance térmico, puesto que, a pesar de que las temperaturas disminuyen progresivamente desde las zonas intertropicales a las polares, tal disminución carece de regularidad. Esta irregularidad es aún más acusada en el Hemisferio Norte, lo que está en relación con la distribución de continentes y océanos. En el H. Boreal o Norte, las variaciones térmicas entre estaciones son más acusadas e intensas, produciéndose un desplazamiento muy sensible de las isotermas. Durante el verano boreal, la isoterma de los 10ºC alcanza casi todo el hemisferio Norte hasta el círculo polar ártico, quedando la isoterma inferior a los 10ºC reducida al núcleo central del Océano Glaciar Ártico, y a su vez el ecuador térmico experimenta un excepcional desplazamiento hacia el

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Norte, llegando hasta la altura del Trópico de Cáncer y a latitudes superiores dentro de los continentes. Durante el verano austral, el desplazamiento del ecuador térmico es menos sensible, y la isoterma de los 10ºC se centra en la zona templada, y el continente Antártico queda bajo las isotermas de los -10ºC y -20ºC. La explicación de este fenómeno hay que buscarla en la escasa representación de masas continentales, y la amplia de masas oceánicas, lo que constituye el factor fundamental de tal disimetría. La rotación solar también juega un factor importante: existente zonas a la misma latitud con balance térmico distinto, lo que pone de manifiesto que la distribución térmica de la superficie terrestre no responde únicamente a las condiciones de insolación, sino que además se encuentra determinada por otros factores de configuración de la corteza terrestre y factores marinos y atmosféricos. Desde una perspectiva geográfica tienen mayor importancia las variaciones de temperatura que sus valores medios, para el desarrollo de los seres vivos y condiciones ambientales. Desde esta perspectiva existen dos grandes dominios: zona intertropical (con grandes contrastes diurnos) y zona extratropical (donde son mayores los contrastes estacionales). 3- Presión atmosférica y clima Las grandes masas continentales de América del Norte y Asia, separadas por los océanos Atlántico Norte y Pacífico Norte, ejercen un poderoso control sobre las condiciones de presión reinantes en el Hemisferio Norte. En el invierno, las masas continentales de América del Norte y Asia desarrollan centros de altas presiones, en concreto debida al Anticiclón Siberiano y al Anticiclón Canadiense. El Siberiano tiene valores de unos 777 mm de mercurio. En las masas oceánicas se desarrollan áreas de bajas presiones. En verano las masas continentales, donde la temperatura es mayor en la superficie que en los océanos, se generan centros de bajas presiones, dando lugar al Anticiclón de las Azores y al de las Islas Hawai. La formación de bajas (o ciclones) y altas presiones (o anticiclones) obedece a las diferencias de temperatura y acumulación de energía en los diversos sectores de la superficie terrestre, determinando a su vez los procesos de desplazamiento lateral y/o vertical de las masas de aire. El principio físico elemental que explica la existencia de estas áreas de baja o alta presión reside en la dilatación o comprensión de cualquier masa de aire al ser calentada o enfriada respectivamente. Si una masa de aire es calentada se dilata y pierde peso y se origina un área de bajas presiones o depresión barométrica; si se enfría se contraen e incrementa su peso relativo, originando un área de altas presiones.

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Estas relaciones en superficie no se corresponden de forma exacta en altitud, de modo que en la troposfera las áreas de alta o baja presión pueden aparecer invertidas: cuando una masa de aire es calentada y se dilata, puede ascender, aumentando la masa de aire que existe sobre sí, y viceversa. Sin embargo, los procesos que originan estas variaciones son mucho más complejos, y en ellos intervienen además factores dinámicos: el aire tiende a desplazarse desde las zonas de alta presión a las de baja, proporcionalmente al gradiente de presión o diferencia de presión entre las zonas altas y las bajas: la existencia de una baja presión no es estable, sino una situación dinámica. Los individuos barométricos se generan cuando existe un contacto prolongado con una superficie uniforme: el Anticiclón frío de Siberia, el Anticiclón cálido del Sahara, o los vientos alíseos que van barriendo aguas cálidas a su paso por los océanos. En cambio, hablamos de "degeneración" cuando experimentan un cambio rápido de condiciones: por ejemplo, el viento cálido y seco del Sahara, cuando atraviesa el Mediterráneo se carga de humedad y origina lluvias torrenciales. Pero aún existe otro factor que complica más la circulación atmosférica: los flujos no se producen en realidad entre las altas y bajas presiones, sino son oblicuos o perpendiculares a los gradientes de presión: se desplazan dejando a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas en el Hemisferio Norte, y a la inversa en el Sur. Si la Tierra no girase, los vientos se moverían sobre el eje del gradiente de presión, pero la rotación origina el efecto de Coriolis, que tiende a curvar en el sentido que hemos dicho las corrientes de aire. Otra fuerza que modifica la dirección de los vientos es el rozamiento sobre el suelo. De cero a tres Km. el flujo de los vientos está muy condicionado por las circunstancias del relieve y tipo de cobertera del suelo. Así, los ciclones tropicales que alcanzan valores de unos 250 Km./h en superficie, en altura pueden alcanzar hasta 500 Km./h. En contra, en superficie son más frecuentes y notables las turbulencias, mientras que en altura el flujo de los vientos es más constante. Los flujos en sentido vertical están en relación con el calentamiento o enfriamiento de la masa de aire en un lugar o región determinada, aún pudiendo intervenir movimientos mecánicos. En cualquier movimiento de la atmósfera se produce un proceso de cambio en las condiciones de temperatura de la masa de aire que se desplaza. El ascenso provoca un progresivo enfriamiento y el descenso un progresivo calentamiento. A estos cambios térmicos relacionados con el simple movimiento vertical se les conoce por cambios adiabáticos, cuyo valor es una función lineal de la altitud o dimensión del desplazamiento. Se ha calculado que para una masa de aire seco este valor es de 10ºC por cada 1.000 metros (gradiente seco), y si es de aire húmedo 5ºC por Km. de ascensión (gradiente húmedo). Por tanto, la posibilidad de movimientos verticales en la atmósfera tanto de convección o ascendentes como los subsidentes o descendentes, está condicionada por los rasgos o gradientes que presenta la atmósfera en un lugar determinado: si el gradiente es bajo, se dan condiciones de estabilidad atmosférica. El gradiente térmico expresa la variación de la temperatura por cada 100 metros de ascensión. De media, el gradiente térmico es de 0,6 grados por cada 100 metros (o aproximadamente un grado por cada 180 metros de altura). 6/17

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Esto provoca que a igual latitud existan grandes cambios de temperatura media: entre la cima del Everest, situado a 8.800 m., y el Mar Muerto (a 392 metros bajo el nivel del mar), se producen 56ºC de diferencia. Es muy importante tener en cuenta que la mayor inestabilidad en los movimientos del aire (y por tanto posibilidad de precipitaciones) se produce cuando: * EL AIRE TIENE MAYOR GRADIENTE TÉRMICO. Pues una masa de aire seco, en función de su gradiente térmico, puede ascender hasta una altura determinada como máximo: si tiene 0,4ºC, puede subir un máximo de 333 metros; si tiene un gradiente de 0,8ºC, puede ascender hasta 1000 metros. * EL AIRE HÚMEDO ES MÁS INESTABLE QUE EL SECO: la ascensión de aire húmedo altera en mayor medida la humedad relativa del aire. El aire húmedo, al ascender, provoca un enfriamiento, que a su vez se relaciona con la saturación del aire. Por tanto, aire con alto gradiente térmico y alta humedad es capaz de provocar turbulencias, inestabidades, y, así, lluvia: porque LAS PRECIPITACIONES NO TIENEN OTRA CAUSA QUE LA ASCENDENCIA DE MASAS DE AIRE. Los movimientos verticales del aire pueden tener como causas varias circunstancias: - Existencia de grandes relieves, que "lanzan" las masas de aire hacia arriba - Rugosidades del relieve, que provocan flujos de aire ondulantes. - La convergencia de dos masas de aire provocando su ascenso. - la bajada de una masa de aire provocando por efectos del relieve una divergencia - la superposición de masas de aire de diferente densidad o presión. En este caso, o bien el aire caliente se eleva por encima del frío, o bien el aire frío se desliza por debajo del caliente, levantándolo. - la convección térmica. La cantidad de vapor de agua en la atmósfera es una variable limitada, en función de la temperatura. Así, a 0ºC se admite hasta 4,85 gramos de agua por metro cúbico, y con 30ºC se admite hasta 30,4 grados. Si existe más cantidad, se dice que el aire está saturado o sobresaturado, pasando parte de ese vapor de agua a adquirir el estado líquido o sólido si las temperaturas son inferiores a 0ºC. De ahí la importancia de conocer la humedad absoluta y especialmente la humedad relativa, proporción que representa la humedad absoluta que se da respecto a la capacidad máxima de admisión de vapor o punto de saturación. En definitiva, la humedad relativa (que cuando es del 100% implica saturación) indica la probabilidad de precipitación. La relación que marca el punto de condensación (o punto de saturación, etc.) es la siguiente:

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HUMEDAD ABSOLUTA 5 gr. por metro cúbico 18 gr. por metro cúbico

TEMPERATURA 4,4 º C 37,8 º C

La humedad relativa se halla dividiendo la cantidad de agua por metro cúbico (humedad absoluta) por el punto de saturación, y multiplicando dicho valor por cien. Una humedad relativa del 2% se puede encontrar en los desiertos, siendo normales valores del 60-70%. Superar el 100% de humedad relativa implica que el vapor de agua se satura, se forma gota; pero esto no significa siempre que se precipite (que llueva): aún es necesario que el agua se "aglutine", se una alrededor de un núcleo, que puede ser un cristal de hielo en suspensión, polvo, arena... Si se reune, por adición, suficiente peso de agua, entonces sí lloverá. Cuando se produce el ascenso de una masa de aire, se origina un descenso de las temperaturas, como dijimos, mientras que la cantidad de vapor de agua permanece constante: ante la menor temperatura, esto implica que la humedad relativa (o la cercanía al nivel de condensación) se incrementa, pudiendo llegar al umbral de saturación. Pero la realidad es más compleja: una masa de aire puede alcanzar o llegar a estar saturada y no producirse la condensación, pues es necesario que existan catalizadores que precipiten este proceso, como partículas sólidas en suspensión, como granos de sal, cristales de hielo, etc., que brindan un nexo de unión hasta que la gota tiene suficiente peso como para caer. 4- CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA. El esquema de la distribución de los centros de presión y flujos atmosféricos representa una visión global de los caracteres dinámicos de la atmósfera: es la llamada circulación general de la atmósfera, que responde a caracteres dinámicos regulares y estables a largo plazo. En la alta Troposfera el esquema es simple: existen dos grandes áreas zonales de flujo, de dirección Oeste-Este, conocidos por Westerlies, situados en las latitudes medias de cada hemisferio, y con una dirección desde los Trópicos hasta los polos. Existe en esta altitud un área de altas tropicales, separadas por un corredor de vientos del Este (desde los Trópicos al Ecuador), llamado corredor ecuatorial, causante de los vientos alisios. En invierno, este desplazamiento del Oeste es más fuerte que en verano. En la baja Troposfera existen varias bandas de anticiclones y de bajas presiones: en la zona ecuatorial de bajas presiones, que recibe aire desde los Trópicos: Zona de Convergencia Intertropical. Durante el verano boreal esta zona se encuentra desplazada más hacia el Sur, y viceversa. En los Trópicos se encuentran altas presiones, de mayor estabilidad en los océanos y menor en los continentes, con escasa nubosidad.

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Las latitudes medias (30 a 60º: de los Trópicos a los Círculos Polares) tienen bajas presiones, recibiendo vientos procedentes del NO, al igual que en la alta troposfera. Los polos presentan zonas de altas barométricas, con una nubosidad escasa. Podemos distinguir distintos tipos de aire: * Tropical: aire cálido, procedente de las bajas latitudes. * Polar: aire frío, engendrado en las latitudes elevadas. Pero a su vez se podrían dividir en Tropical continental (Tc), seco, y Tropical marítimo, húmedo (Tm), y Polar continental, seco (Pc), y Polar marítimo, húmedo (Pm). Por otra parte, existe otra división entre cálido (h), frío (k), estable (s) e inestable (u): - el aire ecuatorial sería Tmhu - el aire ártico sería Pmku.

Respecto a los flujos predominantes en la Troposfera inferior, podríamos señalar la existencia de los alisios, vientos de componente E situados entre los trópicos, y los Westerlies o vientos del Oeste, situados entre los 30 y 60º (latitudes medias). Respecto a los vientos de latitudes medias, las fachadas occidentales (o situadas al O) de cada continente reciben en cualquier estación aire marítimo con temperatura poco contrastada, lo que provoca amplitud térmica moderada: 10ºC en Lisboa o Brest. En cambio, en la fachadas situadas a oriente de los continentes (al E), el flujo de aires influye menos, y por tanto prevalece el flujo procedente del Sur, provocando un verano muy cálido en relación a la latitud en la que se encuentran, mientras que el invierno es muy frío debido al aire continental helado: es el caso de Japón o la Costa de Labrador, con 25-30ºC de amplitud térmica. Entre los trópicos, los flujos de aire alíseos provocan poco contraste entre las distintas estaciones, lo que, unido a una insolación muy similar a lo largo del año, causan poca variación térmica (entre 8 y 10ºC normalmente, y 15º como máximo). El interior de los continentes alejado del mar se encuentra fuera de los flujos zonales de viento, por lo que su temperatura depende casi absolutamente del balance de la radiación solar y del albedo de su suelo. 5- CLIMAS Y MODELOS DE CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA. Existen varios sistemas que intentan establecer clasificaciones climáticas, de los tomaremos por su aceptación generalizada dos clasificaciones. La efectuada por Köppen reúne las ventajas de su posible aplicación a una escala planetaria, su talante descriptivo de los fenómenos climáticos principales de cada zona, y la posibilidad de ser aplicado a espacios de escala distinta: su valor estriba en reunir el requisito indispensable de que, sin perder generalidad, ni precisar de un excesivo número de precisiones, permite encuadrar con la necesaria precisión y facilidad los hechos climáticos concretos. Köppen basó su 9/17

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método en la combinación de diversos parámetros climáticos, con un carácter estrictamente empírico: cada clima se define según unos favores fijos de temperaturas y precipitaciones, calculados según los valores medios, anuales y mensuales. Como defecto, no tiene en cuenta la dinámica general de la atmósfera, las causas de los movimientos de las masas de aire, frentes etc. Pero mediante este sistema de clasificación es posible asignar a un determinado espacio particular a un grupo o subgrupo climático. 5.1- CLASIFICACIÓN DE KÖPPEN. El sistema de clasificación de Köppen es el mejor ejemplo de clasificación empírica, y uno de los más conocidos y aplicados por los geógrafos. Su idea de partida es que la vegetación natural constituye un indicador del clima, y algunas de sus categorías se apoyan decisivametne en los límites climáticos de ciertas formaciones vegetales. Los climas son definidos por los valores medios anuales y mensuales de las temperaturas y precipitaciones, y con esos criterios diferencia varios grupos y subgrupos que se especifican con un código de hasta tres letras. En primer lugar, Köppen define seis grandes grupos climáticos, identificados con las seis primera letras del abecederario mayúsculas, cumpliendo los siguientes criterios: A- Clima tropical lluvioso: todos los meses del año la temperatura media es superior a 18ºC. No existe, pues, estación inversal, y las precipitaciones son abundantes. B- Clima seco. La evaporación es superior a la precipitación, y no hay excedente hídrico. C- Clima templado. El mes más frío supera los -3ºC pero es inferior a 18ºC, y el mes más cálido supera los 10ºC de media. D- Clima templados de invierno frío (también llamados “Clima de nieve”) La temperatura del mes más frío es inferior a -3ºC, y la del mes más cálido está por encima de 10ºC. E- Clima polar. No tiene estación cálida, y el promedio mensual de las temperaturas es siempre inferior a 10ºC, de temperatura media. Si el mes más cálido oscila entre 0 y 10ºC, se denomina al clima ET (clima de tundra), y si ningún mes supera los 0ºC, se le clasifica como EF (clima de hielos permanentes) La segunda letra de la clasificación, minúscula, puede ser, en función de la distribución de la precipitación: f- no presenta ningún mes seco. w- presenta estación seca en invierno (es decir, en los meses más fríos, ya sea invierno boreal o austral) s- estación seca en verano. m- clima monzónico: cumplen la siguiente norma: la precipitación anual total es superior al resultado de 2.500 menos 25 veces la precipitación del mes más seco. La tercera letra matiza la temperatura, siendo las siguientes: a- la temperatura del mes más cálido es superior a 22ºC 10/17

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b- la temperatura del mes más cálido es inferior a 22ºC (siempre que 4 meses superen los 10ºC de temperatura media) c- menos de 4 meses superan los 10ºC d- El mes más frío está por debajo de los -38ºC h- la temperatura media anual es superior a 18ºC k- la temperatura media anual es inferior a 18ºC. Las combinaciones posibles son las siguientes: Af- Selva tropical Aw- Sabana tropical As- Sabana espinosa BS- Clima de Estepa con corto período húmedo. Cumple la norma de que la evaporación es superior a las precipitaciones, o bien que la precipitación esté entre 250 y 350 litros. BW- Clima desértico. La evaporación es superior al doble de la precipitación, o la precipitación está por debajo de 250 litros. Cf- templado húmedo u oceánico. Puede ser Cfa, Cfb o Cfd Cw- Clima de transición de fachada oriental, o clima chino, o simplemente clima de fachada oriental (por darse en las fachadas orientales de los continentes euroasiático, americano, etc.) Puede ser Cwa o Cwb Cs- Clima mediterráneo o clima de fachada occidental. Puede ser Csa o Csb. Df- Clima boreal, clima oceáncio muy nivoso. Puede ser Dfb, Dfc o Dfd Dw- Clima continental acentuado.Boreal poco nivoso en invierno. Puede ser Dwb, Dwc o Dwd. Ds- (No es un tipo frecuente, y no tiene denominación especial) ET- Clima de tundra: el mes más cálido está entre 0 y 10ºC. ETc o ETd. EF- Clima de hielo perpetuo: todos los meses están por debajo de 0ºC. Son EFc o EFd. (Hemos dejado al margen la aplicación de la letra h o k, que puede aplicarse a los climas B) 5.2 - CLASIFICACIÓN DE MILLER Como otro ejemplo de caracterización climática, proponemos la de A. Miller y otros, que conjugan el factor temperatura, precipitación y flora, por lo que directamente se implica la incidencia climática sobre el comportamiento humano: A- CLIMAS CÁLIDOS O INTERTROPICALES Se hallan definidos por la isoterma anual media de 21ºC como mínimo. Se encuentran distribuidos asimétricamente con relación al Ecuador, entre las latitudes 32º N. y 28º S., por el desfase entre el Ecuador térmico y el geográfico. Comprende unos 32 millones de Km. cuadrados, caracterizadas por su uniformidad climática. Su ritmo estacional es sencillo y simple, a causa de los escasos factores que intervienen: su tradición solar, corrientes marinas y relieve. Según las lluvias y temperaturas, se pueden dividir en Ecuatorial y Tropical.

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ECUATORIAL: Elevadas temperaturas, con escasa oscilación diurna y anual, inferior a 5ºC. Presentan dos máximos coincidentes con los equinoccios de primavera y otoño, lo que aumenta la recepción de la radiación solar y se elevan las temperaturas. Las lluvias son abundantes y, constantes y regulares. Presentan dos máximos ligeramente posteriores a los térmicos, ya que los frentes nubosos acompañan a los desplazamientos aparentes que realiza el sol de trópico a trópico. Son lluvias de carácter convectivo por las características de la circulación atmosférica. La vegetación goza de favorables condiciones termopluviométricas, siendo frondosa, exuberante, compuesta por diversas especies en estado de simbiosis y con su ciclo vegetativo en diferente estado (no hay estación "de cosecha"): hay plantas en floración mientras otras están en maduración. Son bosques de hoja caduca, siempre verdes, bosques heterogéneos donde se produce una coexistencia de especies. Hasta los 10 m. de altura predominan las plantas herbáceas de gran altitud, hasta los 25 m los pequeños árboles, y a partir de los 49 m. las grandes plantas, estableciendo un paraguas filtrante de agua pero exhudatorio de materia orgánica aprovechada por las capas más bajas, y que a su vez forma por la evotranspiración una capa copiosa en vapor de agua que favorece a su vez la precipitación. Se trata de una zona con gran dificultad para el establecimiento humano por la alta vegetación (a la que se hace corresponder el primitivo sistema de agricultura de quema de bosques o de rozas, causante de la ruptura del equilibrio ecológico, en la Cubeta Congoleña y la selva del Amazonas), por la dificultad de establecer una actividad ganadera (por los enemigos naturales del ganado, y especialmente la proliferación de enfermedades del ganado tropicales transmitidas por insectos), y por la proliferación de enfermedades infectocontagiosas entre la población (zoonosis, favorecidas por las condiciones ambientales). El relieve o las corrientes marinas introducen interesantes modificaciones en las anteriores características, dulcificando las temperaturas y disminuyendo las precipitaciones globales. Así sucede en el clima ecuatorial de montaña, con unas precipitaciones menores (generalmente superiores a los 1.000 mm.) y temperaturas menos elevadas. Esto explica el que sean zonas de mayor atractivo a la población, como sucede en Nairobi, a 1.674 m. de altitud. Lo mismo sucede (con temperaturas menos elevadas) en las zonas costeras, por lo que la población también se concentran dentro del área ecuatorial en las costas, como sucede en Sudamérica y África Oriental. TROPICAL: A causa de la traslación de la Tierra, la inclinación que tiene su eje con el plano de la elíptica origina que el Sol pase a ocupar una posición perpendicular sobre cada trópico, en el equinoccio de primavera para el de Cáncer, y en el de otoño en el de Capricornio. Por esta razón, cada una de las zonas tropicales tiene durante el tiempo en que recibe rayos de Sol perpendiculares se convierta en una zona con características ecuatoriales, con temperaturas más altas durante ese período que en la zona ecuatorial, y que pueden llegar a los 30ºC. Se identifica el clima tropical por la mayor amplitud térmica (diferencia entre las máximas y las mínimas, de 8 a 10ºC). Las lluvias quedan sujetas a mayor variabilidad que las ecuatoriales, en cantidad y régimen. Presentan un solo máximo, coincidente aunque algo posterior al de las máximas temperaturas. Caen en menor cantidad 12/17

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que en los climas ecuatoriales (a excepción de la variedad monzónica), y presentan una estación seca que, a medida que nos alejamos respecto al Ecuador, es más pronunciada, con valores más próximos a la aridez en los dominios de transición a las zonas desérticas del N. y S. Pueden distinguirse dos subtipos: el Tropical Marítimo no tiene estación seca y sus temperaturas son más suaves (localizándose en la costa sudamericana, como Venezuela), y puede considerarse como una transición entre el Ecuatorial y el Tropical; el Tropical Continental se caracteriza por tener una estación seca muy acusada. La variedad continental del Tropical Monzónico resulta peculiar: tiene como diferencia la mayor cantidad de lluvia que se registra, llegando incluso a los 12.000 mm. al año, y como ámbito geográfico las tierras especialmente costeras de Asia desde el Golfo Pérsico hasta el Archipiélago Japonés. La población de estos ámbitos es variable, dependiendo del amplio abanico de posibilidades expuestas: en los climas con estación seca más pronunciada se produce una menor ocupación del suelo, mientras el clima monzónico alberga a la mayor concentración humana del planeta, pues a las condiciones físicas favorables se une la antigüedad del poblamiento, su estatismo y escasa emigración: factor que obliga al desarrollo de una agricultura intensiva, causa y consecuencia de la concentración humana existente. La proliferación de lluvias muy concentradas (más acusada en el clima monzónico) provoca un sistema de desbordamiento de los ríos, que además de una componente de regadío natural, aportan nutrientes en forma de arcillas y materiales minerales provenientes de erosión Se trata de zonas de predominio de plantas adaptadas a la estación seca, con rasgos xerófilos, tanto más notorios cuanto mayor es la aridez. Los bosques son menos frondosos que los ecuatoriales, careciendo de continuidad ("bosques-galería"), con ciclos biológicos interrumpidos por la estación seca y más homogéneos, y ausencia de las grandes especies bosquíferas. Es un paisaje más abierto, penetrable y rentable que el ecuatorial, y existe frecuentemente una amplia zona de transición entre el bosque y la zona más árida, poblada de sabana que posibilita la agricultura y especialmente la ganadería de pastoreo. B- CLIMAS TEMPLADOS CÁLIDOS O SUBTROPICALES Son climas de transición entre los desiertos cálidos y los templados fríos. Ocupan regiones terrestres situadas entre los 30-42º de latitud N y los 28-40º de latitud S., con tendencia a ubicarse en la zona costera. Su rasgo característico es la carencia de una estación fría (es decir, con un mes de temperatura media inferior a los 6ºC), y temperaturas elevadas, aunque menos que en el Trópico. Las demás variables dependen de la ubicación específica: en las costas occidentales de los continentes existe un verano cálido-seco y un invierno suave y lluvioso: es el caso del clima mediterráneo; en las costas orientales de los continentes, los inviernos son secos y los veranos cálidos y húmedos, como sucede con el clima chino. El clima mediterráneo además de extenderse por el área dependiente de dicho mar, se produce en California, Chile, África del Sur y Australia. Las precipitaciones, escasas, y el período de sequía (más acentuado cuanto mayor es la distancia a la costa) dependen de la alternancia como zona de influencia de los anticiclones de Azores o de las Hawai en 13/17

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verano, o del de Siberia o el Canadiense en invierno, o de las borrascas desprendidas en primavera y otoño del Frente Polar. El clima chino o de costa oriental también se da en el SE de EE.UU., costas de Argentina, Uruguay, SE de África y de Australia. Las lluvias predominan en verano, con influencia monzónica. No faltan períodos de lluvias que se registran durante el resto del año, y suelen estar expuestos a las "olas de frío" que causan estragos económicos, por ser menor la influencia marítima que en el clima mediterráneo. La mayor duración de la estación seca acentúa en el ámbito mediterráneo los rasgos xerófilos de la vegetación, siendo el dominio de árboles adaptados a la mayor variación de precipitaciones y temperaturas, como la encina (o quercus) el alcornoque, olivo, enebro, acebuche, y áreas continentales el pino resinero, con raíces más profundas y alturas más bajas. Existen zonas de degradación motivadas por la acción antrópica, degenerando en estructuras herbáceas, con presencia de la "garriga" y "maquia". En el clima chino las consecuencias de la mayor precipitación favorecen la existencia de hayas, robles, arbustos como el laurel, arbustos de té en Asia, etc. De esta forma, resultan zonas adecuadas al poblamiento, favorecedoras de la agricultura de secano en el mediterráneo (trilogía cereal-olivo-vid) y de distintos cereales más exigentes en agua en el chino (mijo, ocasionalmente arroz, etc.) C- CLIMAS DESÉRTICOS Se encuentran bajo la influencia permanente de las cadenas de anticiclones. Uno de los tipos desérticos se encuentran en zonas tropicales y templadas. Los desiertos de zonas tropicales se caracterizan por la escasez de precipitaciones, con valores inferiores a los 250 mm., y temperaturas elevadas, que presentan por la ausencia de una capa vegetal capaz de absorber calor y desprenderlo de noche por una amplia oscilación térmica diurna: ocupan unos 25 millones de Km. cuadrados en todo el mundo, siendo especialmente prolífico en Australia (50% del suelo), África (30%), Asia (20%) y América (9%). Las lluvias son irregulares, y el paisaje presenta gran aridez, sólo matizada por la afluencia de aguas subterráneas de los oasis. Se encuentran provistos de escasas plantas con capacidad de acumular agua, y que (al igual que los animales del desierto) cumplen con extraordinaria rapidez su ciclo vital en los momentos de precipitaciones. Los desiertos de zonas templadas (como el de Almería) se caracterizan porque sus temperaturas máximas no son tan extremadas como las de los desiertos tropicales. Otro tipo lo constituyen los climas polares fríos, caracterizados por la ausencia de precipitaciones que provoca la permanente cadena anticiclónica que se sitúa sobre las latitudes polares. La vegetación debe resistir además de la sequía las temperaturas extremas, siendo casi inexistente.

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D- CLIMAS OCEÁNICOS. Son lo que se caracterizan por precipitaciones abundantes (más de 1.000 mm.) y temperaturas moderadas en invierno (el mes más frío no tienen una media inferior a 6ºC) y en verano (el más cálido no tiene una temperatura superior a 25ºC). La moderación de la temperatura se justifica por la poderosa influencia de los grandes océanos, que además provocan la existencia de una abundante nubosidad (valores próximos o cercanos al 50% de los días existe nubosidad). Al situarse en la zona de cadenas de borrascas de latitudes medias, reciben abundantes precipitaciones, temporalmente bastante repartidas. Se trata de un medio climático con más presencia en el Hemisferio Norte que en el Sur (por la distribución asimétrica de los continentes), y que a medida que nos adentramos en el continente, ante el menor influjo del mar, se aproxima a un clima continental. La vegetación coherente con esta climatología es rica en bosques de hoja perenne como los de robles, hayas, fresnos, castaños, nogales, eucaliptos, etc., con un rico sotobosque formado por . Es la región apta para el desarrollo de pastos naturales, constituyendo un paisaje verde. La influencia sobre el poblamiento es positiva, como prueba el hecho de haber constituido el marco de desarrollo de la mayor parte de los países desarrollados, soportando grandes densidades de población E- CLIMAS CONTINENTALES. Se caracteriza por presentar una estación de invierno especialmente fría, con temperaturas durante algún mes inferiores de media a los 6ºC. En las regiones norteñas o sureñas muy alejadas del mar, sus características se tornan más extremas, con algunos meses con temperaturas bajo cero. En verano, presenta temperaturas muy elevadas, por carecer de elementos atenuantes de los cambios climáticos, como el mar: son climas que se caracterizan por una oscilación térmica anual muy acusada (mayor a los 15ºC). La pluviosidad no es muy elevada (entre 250 y 1.000 mm.), dependiendo de la lejanía del mar y de la orografía (existencia de montañas que corten el paso de nubes húmedas). La vegetación de estas zonas está constituida por especies adaptadas a la sequedad del verano y al frío. Los bosques tienen que adaptarse a las bajas temperaturas invernales, siendo de especies de hoja perenne, especialmente coníferas como el abedul, abeto. Las praderas tienen escasa importancia, siendo en cambio más importante la estepa, especialmente en las zonas de transición hacia desiertos fríos. Pese a tratarse de zonas que no favorecen los asentamientos de población, pertenecen a áreas que albergan densidades medias de población, siendo climas soportables y no intrínsecamente detractores de las actividades agrarias y de la concentración de población. F- CLIMAS POLARES. Se caracterizan por la ausencia de estación cálida, ya que ningún mes tiene temperaturas medias superiores a los 10ºC, que es el límite térmico que define la latitud cálida. Ocupan grandes extensiones en las regiones polares, especialmente en la Antártida, con 13 millones 15/17

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de Km. cuadrados y en las zonas más septentrionales de los continentes de Europa, Asia y América. Las precipitaciones son muy poco abundantes, por la existencia permanente de la cadena anticiclónica polar. Estas circunstancias no dejan lugar prácticamente a la existencia de vegetación durante la época de heladas. 6- Una consideración general sobre la influencia del clima. El clima constituye un factor determinante para la actividad humana. Los grandes desiertos poblacionales se corresponden a las zonas climáticas más inhóspitas que hemos descrito: - En el Hemisferio Norte, el paralelo 78º es una clara frontera para el ecúmene, pero ya a partir del 65º sólo vive una parte residual que apenas supone en su conjunto un millón de habitantes. En el H. Sur, la Antártida es un inmenso vacío humano. De esta forma, la zonas sometidas a clima polar, que constituyen nada menos que una quinta parte de la superficie total emergida, reciben al 0,02% de la población mundial. - En las selvas tropicales de clima cálido y húmedo las enfermedades patológicas (coincidiendo con un nivel de subdesarrollo), la fragilidad de los suelos y la exhuberancia de vegetación dificultan extraordinariamente la supervivencia humana y la explotación económica del espacio. - Los desiertos cálidos y fríos sufren despoblación, constituyendo espacios con ocupaciones de densidad inferior a 1 habitante por kilómetro cuadrado. Por su parte, las grandes concentraciones humanas se corresponden con las áreas que presentan condiciones climáticas más adecuadas, como es el caso del Sudeste Asiático, especialmente en la franja más próxima a las costas, afectado por clima monzónico, y con densidades en conjunto superiores a 100 habitantes por kilómetro cuadrado, albergando a casi la mitad de la población total. Sin embargo, no puede hablarse como hacía la geografía determinista de una influencia radical del clima sobre las actividades humanas. El nivel técnico de cada sociedad resulta un condicionante importante en interacción con el clima: por ejemplo, una agricultura desarrollada en un medio tan adverso como el suelo israelí es sin embargo capaz de obtener rendimientos por unidad de superficie más altos que los del climáticamente benévolo suelo del sudeste asiático, teniendo una producción de flores sólo superada en Europa por Holanda.

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7- BIBLIOGRAFÍA Braque, R.: Biogéographies des continentes. Barcelona, 1986. París, 1987; Carreras Verdaguer, C (dir.): Geografía Universal. Barcelona, 1990, t.I. George, Pierre: La acción del hombre y el medio geográfico. Barcelona, 1985. Santos, M.: Por una geografía nueva. Madrid, 1990 Viers, George: Climatología. Oikos-Tau, Barcelona, 1975.

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