CLIMATOLOGIA Procesos y Tipos Climáticos Bruniard

ENRIQUE D. BRUNIARD

CLIMATOLOGIA Procesos y tipos climáticos Colaboradores: Celia O. Morro, Juan A. Alberto y Daniel González

COLECCION

Dirigida por el Dr. Ricardo G. Capitanelli TORIAL CEYNE Gómez José Luis 06 de junio de 2016

EDI-

ÍNDICE

Introducción ................................................................................. 7 1. Objetivos ........................................................... 7 2. Orientación metodológica ..................................139 Geografía de los climas........................................ 1. Puntos de partida del mapa climático ................ 13 2. Tipos de clasificación y grados de generalización .............................................16 3. Propiedades del clima a retener en la clasificación geográfica ........................................................... 22 4. Paisajes y límites climáticos (procedimientos y alcances).................................................................. 30 Capítulo II La clasificación y el mapa climático ...................... 37 1. Primera etapa de división (el factor humedad) .......................................... 37 2. Segunda etapa de división (el factor térmico) ........................................... 44 3. Tercera etapa de división (el ritmo estacional)......................................... 55 A) Climas cálidos (C) ...................................... 55 B) Climas templados cálidos (TC) ................... 61 C) Climas templados fríos (TF) y fríos (I'') ...... 66 Capítulo I

Gómez José Luis 06 de junio de 2016

D) Climas polares(P) y de hielo (H)..... ......... 72 E) Climas subdesérticos (SDC y SDF) y desérticos (DC y DF)............... ................. 73 4. La síntesis: el mapa climático y el modelo planetario. ........... ........... ............. 76 Capítulo III Los elementos de la explicación ....................... 81 1. Puntos de partida .... ........... ......................... 81 2. La tierra y la atmósfera en enero (invierno boreal y verano austral) .................... 87 A) Condiciones del sustrato terrestre en enero 88 B) Las masas de aire en enero .......... ............. 89 C) El sustrato, las masas de aire y sus efectos .98 3. La tierra y laatmósfera en julio (verano boreal e invierno austral) ................. 100 A) Condiciones en julio 100 B) Las masas de del airesustrato en julio terrestre ...................... 101 C) El sustrato, las masas de aire y sus efectos 106 4. La integración en el ciclo anual (síntesis explicativa).................................... 107 Capítulo IV Los instrumentos básicos.............................. 117 1. Anexo estadístico..................................... 117 Bibliografía ................................................................... 119

INTRODUCCIÓN

1. Objetivos Hemos orientado esta iniciación a la Climatología de acuerdo con dos andariveles previamente establecidos. Por un lado se trata de un texto breve que obviamente no podría contener todos los conocimientos que incluyen comúnmente y con detalle los tratados de Geografía Física o los específicos de esta disciplina, pero tampoco está en nuestros propósitos recurrir aun breviario que trate de compendiarlos, ya que el otro andarivel está indicado por los potenciales usuarios a quienes nos dirigimos y ellos condicionan nuestro objetivo. En efecto, dedicamos este manual a los docentes que enseñan Geografía en el nivel medio y a los estudiantes del ciclo terciario; es decir, a quienes ya han hecho la experiencia de la Geografía en los estudios secundarios, lo que presupone los conocimientos básicos de esta materia y de otras disciplinas propedéuticas. A partir de ambos condicionantes hemos optado por una introducción instrumental, destinada a lograr un esquema comprensivo del mapa climático mundial, que trate de equilibrarlos conocimientos teóricos indispensables con su aplicación práctica, e insistir en aquellas nociones que los tratados dan por sobreentendidas y que


los breviarios no podrían desarrollar. Intentamos, en síntesis, introducir al lector en aquellos procedimientos de elaboración que normalmente resultan del ejercicio de la docencia y que son requeridos por los estudiantes que se inician. Es frecuente que los textos de Climatología desarrollen en sucesivos capítulos las definiciones preliminares y luego cada uno den los componentes meteorológicos del clima (radiación solar y temperatura, presión atmosférica y circulación, humedad y precipitaciones) conjuntamente con los factores cósmicos y geográficos que explican sus distribuciones y comportamientos estacionales, para abordar en los tramos finales el dispositivo de los tipos climáticos de acuerdo con uno o más modelos clasificatorios tomados como ejemplos. Y también es frecuente que esa organización de los textos se traslade a la enseñanza, de modo tal que, siguiendo estos esquemas, resulta común que las clases de Climatología de los loselementos cursos medio y terciario primero, y con cierto detenimiento, y factores, para aborden llegar al final, y con el tiempo ajustado, a esa verdadera conjunción representada por los tipos climáticos que constituyen el objetivo geográfico. En esta oportunidad hemos optado por transitar el camino inverso, que consiste en abordar prioritariamente el mapa climático y su proceso de elaboración, en función de las consecuencias que produce el clima en el medio, para intentar luego una explicación selectiva en la que intervengan sólo los factores básicos del dispositivo espacial. Adoptaremos aquí la vía geográfica de exposición que consiste en "localizar, describir y explicar". Desde el punto de vista pedagógico la finalidad perseguida apunta a poner en manos del docente y del estudiante, que tienen ante sí los datos térmicos y pluviométricos de una localidad desconocida, una guía teórico-práctica que les permita sólo con esas cifras local izar, describir y explicar el tipo climático correspondiente y advertir también las condiciones fisiográficas generales del ámbito en que se encuentra; es decir, habilitarlo para manejar la información climática y para producir con ella explicaciones Gómez José Luis 06 de junio de 2016

geográficas. Observa PAGNEY (1982) que... "los elementos climatológicos constituyen la base del análisis. Este análisis resulta para el climatólogo previo a toda explicación; representa la toma de posesión del hecho geográfico que deberá seguidamente tratar de explicar".

2. Orientación metodológica

La observación meteorológica nos ofrece diariamente las cambiantes imágenes que ilustran la evolución del tiempo en distintas regiones del mundo. También nuestros sentidos y experiencias personales nos permiten advertir la sucesión de los diversos estados atmosféricos que nos afectan cotidianamente en los lugares que habitamos: días más o menos fríos o cálidos, ventosos, calmos, secos, nublados, etc. Estos estados pueden ser pasajeros o presentar cierta persistencia (uno o más días) hasta configurar un periodo de tiempo; y también pueden ser recurrentes y repetirse con características semejantes de terminadas estaciones del año, hasta llegar a constituir tipos de tiempo. Si hiciéramos un examen retrospectivo de un largo período de años, advertiríamos un gran número de combinaciones de estados alternantes, según un ritmo que es propio del ambiente atmosférico de cada lugar. Para reducir esa cambiante realidad a una generalización accesible que nos permita advertir sus trazos esenciales, es decir, llegar a una adscripción como es el concepto clima se han desarrollado desde fines del siglo pasado dos grandes líneas metodológicas, a menudo presentadas como antagónicas: una es la llamada Climatología analítica o separativa, y la otra más reciente, es la Climatología sintética, dinámica o sinóptica (Cf. P. Pedelaborde, Le climat du bassin parisien, 1957, introduction a 1etude scientifique du climat, 1964, J. L. M. Albentosa, Climatología dinámica, sinóptica o sintética. Origen y desarrollo, 1976). La primera tiene como punto departida el análisis de aquellos

valores estadísticos (temperatura, presión, lluvias) que hacen posible advenir el comportamiento de los elementos más representativos del clima de cada lugar. Para lograr esta síntesis se recurre por lo general a los valores promedio, y a la combinación de éstos. Si bien esta tendencia metodológica ha sido llamada también "estática tradicional u ortodoxa", ella ha permitido una descripción objetiva de los climas del mundo y también ha conducido a advertir los efectos de sus componentes sobre los paisajes geográficos. En épocas más recientes, el desarrollo de la Meteorología Dinámica y la utilización generalizada de la carta del tiempo (mapa sinóptico) posibilitaron el tratamiento de las diversas configuraciones isobáricas (procesos meteorológicos) que permiten una visión macroscópica e integrada del estado momentáneo de la atmósfera. El estudio retrospectivo de estos documentos ha permitido introducir nociones más complejas, como el tipo de tiempo y la masa de aire,

conducir, sise quiere, a la comprensión de los tipos de clima que aparecen sobre el continente hipotético de, KOEPPEN. Insiste sobre esta línea de pensamiento -que aquí adoptaremos- cuando recuerda la idea de "conexidad", expresada por BRUNHES, que debe dominar el estudio de los hechos geográficos, y rescata también aquella expresión de CHOLLEY; "el hecho geográfico expresa siempre una combinación". Estas ideas implican una propuesta que nos conducirá a tratar el clima no en sí mismo, sino como un eslabón de la cadena explicativa de los hechos geográficos. Cabe advertir además que la evolución de las diversas disciplinas que integran la Geografía Física, revelan cada vez más esa marcada interdependencia de los elementos del medio natural señalada por CLAVAL, pero asignando al clima el papel fundamental a nivel mundial. Las nociones de "sistemas de erosión y de áreas morfo-

en las cuales se integran varios elementos meteorológicos. Esta nueva Climatología Dinámica, cuya base radica en la circulación del aire, permite una mayor comprensión de los procesos que producen los diversos climas de la tierra; es decir, ella es esencialmente genética o explicativa. Entendemos que aquí no cabría optar entre lo tradicional o lo nuevo, sino preguntarnos cuál de las dos tendencias metodológicas se ajusta mejor a los objetivos geográficos; si se excluyen entre sí o si pueden complementarse, en cuanto una facilita la descripción y la aplicación y la otra contribuye a la aplicación. En el ámbito de la enseñanza de la Geografía Física, CLAVAL (1970) destaca que es necesario hacer comprender cómo se articulan los grandes elementos del paisaje y observa que, si se profundiza un poco el análisis ecológico se llega sin esfuerzo a mostrar cómo el suelo, la vegetación y el clima constituyen elementos ligados y forman un sistema. Por ello CLAVAL aconseja que "el estudio climatológico no debe, en un primer estadio, proporcionar una visión completa de los procesos dinámicos, sino que debe insistir

climáticas", de "dominios hidroclimáticos", de "suelos zonales" y de "vegetación climax", forjadas y adoptadas por cada una de esas especialidades, implican un reconocimiento explícito del efecto qu e se atribuye al medio atmosférico sobre el paisaje. En efecto, el clima influye notoriamente en los sistemas de modelado, en los regímenes fluviales, en los grandes tipos de suelos y en las formaciones vegetales; pero la relación no es reversible, en cuanto el efecto del drenaje, del suelo o de la vegetación sobre el clima es menor, es de detalle, salvo el caso del relieve. Ello se debe a que las condiciones climáticas constituyen el elemento del medio natural más independiente de los factores locales, en la medida que sus rasgos básicos obedecen a causas de alcance más general, de escala hemisférica o planetaria. PEDELABORDE (1957) sostiene que no debe perderse de vista que los fenómenos meteorológicos son de gran envergadura y tienen por srcen causas dinámicas: "los grandes movimientos de la atmósfera -señala- no dependen de ninguna manera de condiciones geográficas locales".

sobre los grandes trazos del ordenamiento climático del mundo; Gómez José Luis 06 de junio de 2016

Esta primacía del factor climático no tiene la misma intensidad

en todas las escalas. En espacios pequeños -como lo veremos más adelante- la variable climática puede quedar excluida como factor de diferenciación espacial, pero en grados de generalización más elevados retiene toda la responsabilidad que se le ha atribuido. De allí la necesidad de comprender primero su esquema organizativo a nivel planetario y luego intentar las grandes líneas explicativas.

CAPÍTULOI

GEOGRAFÍA DE LOS CLIMAS

1. Puntos de partida del mapa climático La información básica a partir de la cual se ha levantado el gran edificio de la Climatología proviene del cada vez más rico y diversificado arsenal informativo de la Meteorología, disciplina que nos proporciona fundamentalmente dos tipos de documentos: datos estadísticos de los elementos componentes del clima y documentos cartográficos:cartas sinópticas de superficie y de altura. Los primeros, especialmente los valores térmicos y pluviométricos,cubren en forma puntual prácticamente la totalidad del mundo, aunque con algunos claros, pero nos brindan la base necesaria para elaborar una climatología aplicada a la geografía, que sirve a losobjetivos propuestos y no difiere de los esquemas tradicionales. "Nuestro conocimiento de los climas -señalaba DE MARTONNE(1957)- reposa sobre cifras". Estas constituirán el punto de partidade nuestra exposición. En el Anexo Estadístico de este texto hemos incluido los valores térmicos y pluviométricos de 85 estaciones meteorológicas que cubren más o menos regularmente las grandes masas continentales. Se trata de valores primarios, que resultante promedios obtenidos de la medición directa de la realidad durante un período del orden de los 30 años y que se consideranormal; es decir, lo suficiente-


mente prolongado para abarcar todas las posibles variantes- que présenla el desarrollo de los estados del tiempo y, a la vez» lo suficientemente breve pacano encubrir posibles cambios climáticos, Cada estación meteorológica representa un clima local diferenciado, o sea una realidad individual determinada por una combinación de factores exclusiva de su entorno. A partir de esos datos primarios pueden obtenerse valores derivados, como es el caso de las diferencias térmicas entre los mese extremos de verano e invierno, como un indicador del grado de continentalidad; y también valores combinados, como son los casos de asociación de valores térmicos y pluviométricos que veremos oportunamente. Obsérvese que en ese reducido anexo, limitado a sólo 85 estaciones con 26 datos cada una, tenemos un conjunto de 2.210 valores individuales (85 x 26), cifra reducidísima si se tiene en cuenta, por ejemplo, que sólo en la República Argentina contamos con información de 169 estaciones meteorológicas con 585 datos en cada una (Cf. Estadística Climatológica 1971 -1980), lo que hace un total de 98.865 datos de los diversos elementos considerados. Obviamente, a nivel mundial, con el mismo tipo de información y con una densidad semejante o mayor, se dispondrá de millones dedatos individuales. Ante esa masa informativa, tan abundante y diversa, el principal problema que se le plantea a la Climatología -como lo señalara HARTSHORNE (Questões sobre a natureza da Geografia, 1969)-"consiste en convertir esa gran cantidad de datos disponibles en medidas estadísticas, comprensibles y eficaces al mismo tiempo, para evaluar los aspectos del clima que sean significativos en relación a otras variaciones espaciales". Esta afirmación sitúa a la Climatología como un puente, o un eslabón, entre la Meteorología y el medio geográfico que es afectado por el clima. Para intentar resolver ese problema nos valemos de la clasificación, que "es el instrumento básico mediante el cual imponemos algún orden o coherencia en el enorme flujo de información que


recibimos del mundo real".(D. Harvey, Teorías, leyes y modelos en geografía, 1983) Partiendo de ese universo informativo, constituido en nuestro caso por datos térmicos y pluviométricos, podemos reconocer clases y subconjuntos que permitan transformar esa masa de números de modo que podamos aprehenderla mejor y manejarla con más facilidad. Esto es posible porque en diversas áreas del mundo tienden a repetirse valores semejantes, producidos por el efecto de combinaciones de factores también semejantes. Además, esta tarea es geográficamente útil por cuanto nos lleva a reducir para comprender la realidad espacial; en efecto, la clasificación desemboca naturalmente en una regionalización. Nuestra labor consistirá entonces en clasificar para regionalizar y regionalizar para facilitar la presentación del conocimiento. Entre las diversas formas de clasificar, reducir o filtrar los datos de la realidad, aquella que se adapta mejor a los objetivos propuestos ya la información de base, es la Mamada clasificación deductiva(de lo general a lo particular") odivisión lógica,que consiste en dividir y subdividir el conjunto, o universo de datos, a través de distintas etapas, utilizando en cada una de ellas una o varias propiedades para establecer las diferencias entre clases o grupos que se excluyen mutuamente; es decir, claramente diferenciados. Por ejemplo, si en el esquema siguiente:

partimos del conjunto de datos térmicos y pluviométricos distinguimos en una primera etapa dos subconjuntosdiferenciados (A y B), basándonos para ello en una propiedad fundamental, que puede ser térmica, pluviométrica o una combinación de ambas. En una segunda etapa, y en función de un atributo secundario o menos importante, pódeme; subdividir el grupo A en A1, A2 y A3, y logramos así un segundo nivel de generalización. En una tercera etapa, y valiéndonos de una propiedad de tercera jerarquía, podemos subdividir el subgrupo Al y así sucesivamente. Podríamos continuar este proceso hasta llegar, en el caso extremo, a identificar un número de clases igual al que forma el conjunto del cual partimos; es decir, a los (85 climas) locales que contiene nuestro anexo. Para desarrollar este proceso clasificatorio se requiere resolver previamente dos cuestiones: una consiste en determinar las propie-

combinación particular. Tendremos así tres posibilidades de clasificación:

dades que deberemos tener la yclasificación decir, los valores discriminantes entreenuncuenta tipo y en otro en segundoeslugar hasta dónde subdividir, en qué nivel entre lo general y lo particular deberemos detener el proceso. Ambos problem as se relacionan con eltipo de generalización que resulte adecuado a los objetivos perseguidos.

gran valor explicativo. esta orientación se inscriben las propuestas de HETTNER, FLOHN,EnNIEL, LANDSBERG y STRAHLER (Cf. en BARRY y CHORLEY, 1972; HUFTY, 1984; STRAHLER, 1975). Cabe observar en estos casos que una misma causa, por ejemplo el sistema monzónico de circulación, puede generar climas diferentes según se trate de costas de barlovento o de sotavento, según la orientación de la orografía en relación a los vientos, la distancia al mar, etc. Estas clasificación nos ilustran sobre el srcen común de los climas, pero las combinaciones de valores que resistan de esas causas semejantes pueden tener efectos diferentes en el paisaje: bosque monzónico, matorralmonzónico, estepa monzónica. La clasificación morfológicaagrupa los climas locales a partir de sus propias características forma ( ), independientemente de las causas que las producen y de sus probables efectos. Para lograr este agrupamiento se puede acudir, sea a métodos estadísticos que revelen objetivamente el grado de semejanza de los climas locales

2. Tipos de clasificación y grados de generalización

En relación al primer problema debemos recordar que elclima regional es una combinación particular de valores meteorológicos que obedece a una conjunción de factores determinados, y cuyos efectos sobre el medio geográfico son específicos de esa combinación particular. La tipología o agrupación de climas locales en climas regionales podrá apoyarse entonces en una definición de clase a partir de la propia génesis climática, o en las particulares combinaciones de valores meteorológicos, o bien semejanza de la (reacción del paisaje a los estímulos de cada


La clasificación genética agrupa los climas que obedecen a causas semejantes, por ejemplo: zonas de circulación, sistemas de vientos, masa de aire, tipos de tiempo; es decir, responde a los factores dinámicosque actúan en cada caso y por ello alcanza un

(CHARRE y DUMOLARD, Chadule (Grupo), Iniciación a los métodos estadísticos en Geografía, 1980) (o bien a modelos gráficos como es el que ofrece la clasificación de PEGUY (1961). También es posible tomar en consideración las características sobresalientes de cada agrupación y la región que afecta, sin fijar límites rígidos, como es el clásico sistema de DEMARTONNE (1957) que ilustrara claramente los climas "tipo chino, sudanés, del sahel", etc. La clasificaciónefectiva,o aplicada, agrupa o separa en función de los efectos que el clima produce en el paisaje, especialmente sobre la vegetación natural en cuanto ésta es un verdadero "reactivo" del clima. Según esta orientación son conocidos los sistemas de clasificación de KOEPPEN (1948), de THORNTHWA1TE (1931), MILLER (1951) y TROLL y PAFFEN (1964) entre los más difundidos. Se trata en estos casos de sistemas fitoclimáticos, pero también los

dispositivo que nos muestra la simple distribución superpuesta del calor y de la humedad sobre el planeta. Mediante esquemas generales, de escala planetaria, es posible entonces conciliar causas, formas y efectos del clima; y considerando que nuestro interés no radica en el clima en sí mismo, sino en cuanto eslabón de la cadena explicativa de la Geografía, tendremos en cuenta en primer lugar los efectos sobre el paisaje, para delimitar sus formas y luego ensayar la búsqueda de las causas. El segundo problema que requiere solución previa consiste en determinar el nivel de subdivisión o grado de generalización a adoptar. Es obvio que desde el conjunto o universo de datos hasta el otro extremo representado por los individuos (climas locales), existen muchas escalas o niveles de generalización. Una primera división nos podría mostrar, por ejemplo, las grandeszonas de clima. Subdi-

hay la edafoclimáticos antropoclimáticos etc., según sea finalidad a lamorfoclimáticos, que se aplican. Naturalmente, no existe una clasificación polivalente que resulte apta para todos los casos ya que los umbrales o valores críticos difieren de una a otra finalidad. Para los objetivos que persigue el geógrafo lo ideal sería contar con una clasificación que tuviera en cuenta los tres punto s de vista, es decir, un conjunto de causas debería generar una forma propia de clima regional y los efectos de esa combinación sobre el paisaje tendrían que producir una respuesta semejante. Si bien esto pareciera imposible y se ha señalado un gran escepticismo, cabe agregar que, a escala del mundo, los mapas que resultan de la aplicación de esos criterios no difieren sustancialmente entre sí, sino que se nota en sus grandes trazos un cierto paralelismo entre causas, formas y efectos del clima. Así, por ejemplo, STRAHLER en su clasificación genética adoptó como límites de sus tipos climáticos aquellosque propusiera KOEPPEN a principios de siglo e n su sistema efectivo o bioclimático. Tampoco la clasificación morfológica de DEMARTONNE se aparta demasiado de esos esquemas y los tres, en sus rasgos fundamentales nodifieren sustancialmente del

vidiendo las como zonases obtendríamos más pequeños, menos generalizados, el caso de losespacios climas regionales, y ateniéndonos a diferencias menores llegaríamos a los climaslocales y, dentro de ellos, a losmicroclimasproducidos por factores de diferenciación de menor jerarquía. Se ha sostenido que la región es la unidad geográfica fundamental, afirmación que desde el punto de vista teórico es inobjetable y compartida, pero el problema se plantea en la práctica, en cuanto los grados de generalización de los sistemas que definen tipos climáticos regionales presentan diferencias considerables. Tomemos unos pocos ejemplos: mientras que STRAHLER y NEEF reconocen 14 tipos a escala del mundo utilizando criterios genéticos, DE MARTONNE diferencia 32 tipos climáticos en su clasificación morfológica y PEGUY, con un criterio semejante, los reduce a 14 tipos principales. En los sistemas biológicos, por ejemplo, MILLER reconoce 19 tipos y TROLL y PAFFEN los elevan a 31. Esta disparidad nos hace comprender que tanto el concepto de "tipo climático" como el de "región", constituyen nua abstracción que "no tiene existencia concreta" y que la propia naturaleza se resiste a una esquematización única en grupos definidos.


(Cf. STRAHLER, 1575). Si partimos del conjunto hacia los individuos ganaremos en detalle y perderemos en generalización, y viceversa; en consecuencia será la finalidad de la clasificación la que nos puede sugerir el nivel de división donde detenernos. Para la enseñanza media y terciaria necesitamos un esquema que nos capacite para distinguir los principales climas del mundo y el resultado deberá ser un número de regiones o tipos que puedan diferenciarse en un mapa pequeño, lo que impone un doble compromiso entre detalle y claridad. Tampoco ese número deberá exceder aquello que podamos retener con la seguridad suficiente para que nos sirva como herramienta para la enseñanza. Cabe advertir que si el número de las grandes formaciones vegetales del globo, de acuerdo con los esquemas fitogeográficos que contienen los textos de uso corriente, oscila en 15 o en una cifrasepróxima, también un número parecido de combinaciones climáticas destacanyenque algunos sistemas genéticos, nuestro ensayo de clasificación puede llegar a un nivel semejante de discriminación que facilite la comparación entre causas y efectos y que, a la vez, podamos retener en la memoria y manejar en las aulas. El sistema clas if icatorio resultante será válido a escala planetaria y no podrá ser aplicado con éxito en espacios reducidos. Los sistemas macroespaciales, como lo señalara FLÓHN (1968), 'fallan necesariamente al ser aplicados a una zona determinada... lo mismo ocurre con todas las clasificaciones de srcen cuando se rebasa la escala 1:50 millones en los mapas". Esta insistencia no es banal. Si en nuestro país, por ejemplo, se hubiera tenido en cuenta este concepto geográfico básico -"grado de generalización"- se hubieran evitado las numerosas frustraciones que derivan de la aplicación de sistemas macroespaciales al territorio nacional o al de algunas provincias. También por razones de escala no podríamos incluir en nuestro sistema los climas de montaña, en cuanto presentan importantes diferencias sobre espacios reducidos que no se podrían identificar


en un mapa generalizado de escala planetaria, pero esto no excluye que cualquier localidad de altura no encuentre cabida en el sistema según sus propios valores térmicos y pluviométricos. Definidos el tipo de clasificación y el grado de generalización debemos determinar y jerarquizar las propiedades del clima que permitan deslindar clases o tipos. 3. Propiedades del clima a retener en la clasificación geográfica

Los valores críticos a partir de los cuales distinguimos clases o grupos dependerán naturalmente de la propiainformación disponible, de las variaciones espaciales que permitan establecer contrastes o diferencias significativas y de losefectos que esas diferencias puedan producir en el paisaje geográfico. A) En el primer caso, nuestrainformación de base consiste sólo en los datos térmicos y pluviométricos mensuales. Si partimos del ejemplo que nos ofrecen tres localidades sudamericana s (I, II y ÍII en la Fig. 1 A), las representaciones gráficas de esos datos sugieren a simple vista varias posibilidades de diferenciación. Una está dada por la diversidad de los volúmenes pluviométricos, que nos informa sobre una suerte degradación hídrica entre los climas más húmedos (I) y más secos (III). Otra posibilidad la ofrecen los valores térmicos, que también indican una gradación de lo más cálido a lo más frío. Una tercera posibilidad estaría dada por la estacionalidad, o sea por los diversos ritmos anuales de las curvas térmica y pluviométrica: unas más regulares y otras con extremos marcados; la localidad I, por; ejemplo,-combina cierta regularidad térmica con una marcada estacionalidad de las lluvias, y lo opuesto se observa en la localidad ¿Cuál de estas variables deberemos tener en cuenta para una primera etapa de división y cuáles seguirán en niveles Gómez José Luis 06 de junio de 2016

descendentes? El orden más frecuente en Geografía consiste en reconocer prioritariamente las zonas térmicas derivadas de la misma forma de la Tierra y luego subdividirlas en función de la humedad o de los regímenes estacionales; pero debe advertirse que tanto el calor como la humedad no parecen tener el mismo efecto discriminante en todas las latitudes. B) Si las variaciones espacialesde un elemento son intensas y muestran un marcado gradiente horizontal, producirán fuertes diferencias en el paisaje y, a la inversa, si son leves contribuirán a su homogeneidad. Para lograr un esquema generalizado de las distribuciones espaciales del calor, la humedad y sus regímenes, hemos recurrido en la Fig. 1 B a tres perfiles meridianos: el primero muestra la proporción porcentual de tierras y mares de cada lat it ud del planeta, el segundo los promedios temperatura meses extremos (según valoreslas calculados paradecada paralelo de porlosHANN-SURING) y el tercero precipitaciones de los períodos Diciembre-Febrero y Junio-Agosto (calculados para cada latitud a partir de los mapas de MOLLER, en BARRY y CHORLEY, 1972). Las curvas térmicas de Enero y Julio evidencian el descenso gradual hacia los polos y el incremento de la amplitud anual en función de la-latitud, aunque menos notable en el hemisferio sur por la mayor proporción de mares hasta el círculo polar. Este dispositivo general, que responde al cambio estacional de la radiación solar recibida, nos informa sobre la falta de simetría a ambos lados del ecuador y sobre el incremento del gradiente de temperatura ecuador -polo en la estación fría: la mayor diferenciación se observa en el invierno de cada hemisferio. Las curvas de las precipitaciones de ambos trimestres-invernal y estival- son más irregulares y evidencian una alternancia de zonas más y menos regadas. Entre las primeras, la que se encuentra próxima al ecuador está srcinada básicamente en la Convergencia Intertropical (CIT.-o convergencia de los alisios del nordeste y del sudeste); y las dos restantes, en latitudes medias de ambos-

hemisferios, son coincidentes con las zonas de desarrollo de los vientos occidentales (W) y del Frente Polar (FP). Estas franjas más lluviosas están separadas por otras más secas, situadas entre 20° y 30° norte y sur, y corresponden en sus grandes trazos a las Altas Presiones Subtropicales (APST). Finalmente en altas latitudes y en los casquetes polares se diseñan dos áreas de menor precipitación, no alcanzadas por las depresiones del Frente Polar. El balanceo estacional de las zonas de circulación produce un desplazamiento hacia el norte y hacia el sur de las áreas lluviosas y ello genera el ritmo estacional (régimen) propio de cada latitud, con máximos pluviométricos en verano o en invierno, según lo indica la figura. Si nos detenemos en la zona próxima al ecuador veremos que las curvas térmicas estacionales muestran valores altos y escasa separación, o sea "calor constante", y algo semejante ocurre con las curvas pluviométricas; mientras que entre 10° y 20 ° de latitud la temperatura sigue elevada y constante pero las lluvias indican un verano húmedo y sequía invernal, por lo que esta variable parece imponerse como elemento de diferenciación. Hacia los 30° la característica sobresaliente parece radicar en la sequía, mientras que en latitudes medias tanto las curvas térmicas como pluviométricas acusan una fuerte estacionalidad que no permite priorizar fácilmente, una u otra variable. Ya en latitudes subpolares las temperaturas muy bajas, con valores negativos, se convierten en un factor tiránico que retiene la nieve durante gran parte del año y la libera en verano, independientemente de los regímenes de precipitación. Estas distribuciones espaciales y los comportamientos estacionales descriptos no solucionan el problema en forma integral, en cuanto no nos permiten establecer un orden que pueda aplicarse a la totalidad del planeta, pero nos prorcionan una enseñanza respecto de los parámetros a tener en cuenta en niveles inferiores de la división, una vez discriminadas las distintas zonas. C) Si consideramos ahora los posibles efectos sustantivos de Gómez José Luis 06 de junio de 2016

ambas variables sobre la superficie terrestre, especialmente sobre su cobertura visible, representada por la vegetación natural, podemos obtener algunas conclusiones orientadoras. Para ello no recurriremos en esta instancia a los mapas de las "formaciones vegetales" que comúnmente contienen los textos geográficos, ya que es necesario diferenciar en primer término los grandes tipos de cobertura, por ejemplo: arbórea, herbácea o suelo desnudo; en cuanto además de constituir los rasgos sobresalientes del paisaje ofrecen diversos grados de protección a la epidermis continental respecto de los agentes externos Tomaremos entonces como primera referencia la distribución geográfica de las grandes áreas con cobertura boscosa dominante, independientemente de las características diferenciales que puedan existir dentro de ellas. En la Fig. 2 A, elaborada a partir de las cartas del World Atlas of Agriculture(1 969), se destacan claramente esas grandes áreas y el resto corresponde a sectores con pequeños bosques, formaciones abiertas, vegetación arbustiva y .herbácea y al suelo carente de vegetación. Si comparamos esta distribución con el mapa pluviométrico (Fig. 2 B) advertiremos que se ajusta mejor, en sus trazos esenciales, al dispositivo pluviométrico que a la zonalidad térmica, salvo el caso del límite septentrional del Bosque Boreal que parece determinado por la temperatura. En efecto, el desdoblamiento hemisférico de las zonas lluviosas -una correspondiente a la Convergencia Intertropical y la otra a los vientos occidentales y al Frente Polar- presenta su equivalente en un desdoblamiento semejante de las áreas boscosas. Si ahora nos atenemos aja estructura de la cubierta vegetal, podemos reconocer cuatro grandes tipos de vegetacióno biócoras: -Biócora de bosque (formación constituida por árboles próximos cuyas copas forman un estrato de hojas que cubre el suelo). -Biócora de sabana(combinación de árboles, arbustos y hierbas en proporciones diversas: parque,sabana arbolada, sabana seca).

-Biócora de pradera o estepa(cobertura herbácea dominante cuyos sectores más húmedos -riberas fluviales y depresiones-


pueden tener árboles). -Biócora de desierto(plantas dispersas y suelo desnudo). Estas biócoras, que nos informan sobre el tipo y volumen de la cobertura vegetal de la Tierra, tal como aparecen a simple vista para cualquier observad -r representan la respuesta de las plantas a la humedad, en cuanto el abastecimiento de agua constituye un problema vital de primera magnitud para la actividad vegetan va. El árbol requiere mayor humedad del suelo que la vegetación herbácea, y esas adaptaciones a los diversos medios -como lo señala H.ELHAI (Biogeography, 1968) -"son interesantes desde el punto de vista geográfico porque afectan su morfología"; es decir, la silueta de los ejemplares vegetales, lo que constituye una "ficha de identificación de las plantas en relación al medio". En síntesis, bosque, sabana, pradera y desierto responden bási-

advertiremos fácilmente que ella es una expresión directa de los excedentes hídricos y que ¿as áreas sin drenaje(arreicas) son indicativas de marcadas deficiencias; de manera tal que la presencia o ausencia de organismos hidrográficos estará condicionada básicamente por la humedad. En síntesis, el parámetro pluviométrico o hídrico, se sitúa porprosu pio peso como el condicionante fundamental de la diversidad de los paisajes naturales en un primer nivel de generalización. Cabría agregar que este efecto se proyecta también a la mayor extensión continental abarcada por las actividades del hombre: agricultura, ganadería y explotación forestal. En un segundo nivel de generalización podríamos recurrir al esquema más detallado que nos ofrece la distribución de las formaciones vegetales, en cuanto nos permiten advenirlas diferencias internas de las

camente a una gradación hídrica que oscila entre valores elevados en el bosque hasta ser prácticamente nula en la Biócora de desierto. Si ahora tomamos en consideración los efectos de factor climático sobre la roca madre y el modelado, es indudable que existe interacción ele sus diversos componentes: temperatura, lluvias y cambios estacionales. Después de analizar esa interacción, P. BIROT (Cours de Biogéographie, 1963) concluye que "el medio esencial de ataque de las rocas, es aquél en el que interviene el agua"; y son, precisamente, las regiones de modelado de "clima húmedo y de clima seco" las que cubren la mayor extensión de las masas continentales. En lo que hace a la influencia climática sobre los suelos, debemos recordar que la precipitación suministra el agua necesaria para sus actividades químicas y biológicas: en climas húmedos los procesos de lixiviacióny arrastre de las sustancias solubles hacia los horizontes inferiores y, a la inversa, el ascenso capilar del agua subterránea en los climas secos y la formación de costras superficiales, constituyen factores fundamentales en el srcen de los

grandes biócoras. Así, por ejemplo, dentro de la extensa superficie cubierta por árboles podríamos diferenciar el bosque de coníferas y el bosque latifoliado, distinción atribuible al factor térmico si tenemos en cuenta sus dispositivos espaciales y la localización marcadamente zonal del bosque de coníferas en altas latitudes del hemisferio norte (Bosque Boreal). En términos generales, los tipos de vegetación están determinados por la humedad, mientras que la hora está más condicionada por la temperatura; es decir, el conjunto compuesto por diversas especies vegetales tiene niveles térmicos de tolerancia que son propios de cada una (Cf. KOEPPEN, 1948; MILLER, 1975). La alteración de la roca madre y la formación de los suelos también reaccionan ante la temperatura, sea interviniendo como factor físico-mecánico o bien acelerando los procesos químicos; y en las áreas con drenaje' es el factor térmico el que permite discriminar las dos grandes familias de regímenes fluviales: de alimentación líquida y de alimentación sólida, y sus transiciones. Finalmente, en un tercer nivel advertiríamos que las condiciones esta-

grandes gruposendecuenta suelos,finalmente es decir, en laedafogénesis. Si tenemos la hidrografía continental,

cionales introducen matices diferencial es en los paisajes, especialmente por las adaptaciones a los períodos desfavorables.


El bosque de hojas anchas, perennes (siempreverde)'se diferencia del caducifolio o del bosque esclerófilo adaptado a la sequía estival. También el régimen de la humedad del suelo y los períodos de altas y de bajas aguas de los organismos hidrográficos están en consonancia con la marcha, de las precipitaciones y también con aquella de las temperaturas, en cuanto factor de la evaporación, de la retención nival y de la fusión. A partir de los efectos del clima sobre el paisaje, que hemos esbozado sumariamente, podríamos establecer un orden preliminar que considere en primer término las condiciones hídricas generales, luego las características térmicas y finalmente el ritmo estacional; pero sin que este orden implique la acción independiente de cada atributo ya que la propia naturaleza sólo nos ofrece ejemplos de interacción, o de acción conjunta. La discriminación de las partes del clima y su ordenamiento es un requisito del proceso de clasificación, es decir, de un procedimiento artificial que intenta lograr algún orden para comprender mejor una realidad natural compleja. 4. Paisajes y límites c limáticos (procedimientos y alcances)

Establecidos los criterios a utilizaren la clasificación nos enfrentamos ahora con el problema de su aplicación práctica, cuyo desarrollo nos puede dejar algunas enseñanzas acerca de los alcances y de las propias limitaciones de los mapas climáticos. Si partimos de la observación de un mapa del mundo que contenga el trazado de las isotermas o de las isohietas, por ejemplo, nos resultará difícil advertir discontinuidades, rupturas o cambios bruscos en el espacio que indiquen la presencia de límites climáticos reales. Ello ocurre en buena medida porque letrazado de esos mapas se ha realizado sobre la base de la información puntual de estaciones meteorológicas aisladas, en algunos casos con una cobertura espacial muy pobre. El mismo procedimiento de interpolación que se utiliza en su elaboración contribuye a suavizar los Gómez José Luis 06 de junio de 2016

campos de distribución espacial. Esto no implica que no puedan existir límites climáticos reales, pero ellos deberán buscarse en otro nivel de generalización, con mayor densidad informativa y con otros métodos de trabajo, que exceden el objetivo de un sistema planetario. Tal vez frente a la imagen que ofrecen esos mapas a escala del mundo entero, P. BIROT, (Tratado de Geografía Física, 1962) haya señalado que: "una región climática se definirá de modo independiente si los parámetros de temperatura y de humedad presentan en el espacio variaciones bruscas y simultáneas en una zona fronteriza estrecha, lo que no es muy frecuente. Sin embargo, cuando las variaciones son lentas, lo que representa el caso general, puede reconocerse una región climática partiendo de una gran formación vegetal, que constituye su reflejo biológico". Precisamente ese caso general referido por BIROT, que corresponde a las extensas llanuras del mundo, ha forzado la necesidad de recurrir a un indicador externo -como esla vegetación- que posibilite trazar el mapa de los climas; de modo tal que la distribución de los tipos de vegetación, que son una consecuencia de los climas, actúan en este caso como punto de partida del mapa de los climas. KOEPPEN (Climatología, 1948), quien realizó su célebre clasificación entre los años 1900 y 1930, aclara que utilizó valores críticos externos al clima en cuanto las variaciones espaciales de éste constituían "estados de transición continuos y diferencias cuantitativas". Más recientemente, PAPADAKIS (El clima, 1980) ha señalado que "los climas forman un continuum, varían paulatinamente de uno a otro los límites no pueden ser sino más o menos arbitrarios Para ilustrar la relación entre estos conceptos y los recursos que brinda la distribución de la vegetación, hemos recurrido a la comparación de dos perfiles. En la Fig. 3 A, mediante un perfil hipotético de las condiciones de humedad o de las precipitacionesanuales se muestra la gradación existente entre un punto más húmedo (A) y otro más seco (B) según la escala de valores de la

derecha. La línea recta; que une ambos puntos representa continuum ese gradual (pendiente o gradiente uniforme) en el cual sería imposible detectar límites o rupturas. Si entre esos puntos elaboramos una transecta de la vegetación naturaly ésta nos muestra una sucesión de biócoras diferenciadas, con límites más evidentes, podemos tomar, por ejemplo, el contacto entre bosque y sabana (a), proyectarlo hasta interceptar el perfil del parámetro climático (a') y desde ese pu nto hasta la escala de la derecha (a"), donde obtendremos el valor climático correspondiente al deslinde entre el "clima de bosque" y el "clima ele sabana". Lo mismo podemos intentar en los puntos de contacto de la sabana y la pradera (b) y entre ésta y eldesierto (c). Para extender la búsqueda de estas relaciones sobre grandes superficies podemos recurrir directamente a la confrontación cartográfica (superposición de mapas) de la distribución de la vegetación con algunas isolíneas climatológicas, hasta encontrar la que muestre mayores coincidencias; método que es bastante utilizado en Geografía -como lo señala MILLER (La piel de la tierra, 1970)- "como un primer paso para el establecimiento de relaciones causales y cuanto mayor sea la coincidencia más probable resultará la conclusión". La Fig. 3 B ilustra el límite norte del Bosque Boreal, en su contacto con la tundra, y el trazado de la isoterma de 10° del mes más cálido, valor propuesto por SUPAN como indicativo del límite polar del crecimiento de los árboles y que alcanzara mayor difusión a través del sistema de KOEPPEN. Esta yuxtaposición espacial soluciona un problema pero, a la vez, plantea aquel de la relación causalexistente entre el parámetro climático y el límite biológico. En efecto, "aunque coincida la distribución de dos fenómenos –destaca MILLER (1970)- no se sigue necesariamente que tengan relación causal, pero pueden tenerla". Una duda podría surgir de la falta de ajuste un total entre arribas variables; obsérvese que la isoterma de 10°se 'superpone bastante bien al límite fitogeográfico en el norte de' Europa, pero que en Asia y en América se encuentra desplazadahacia el norte de aquél. La península de Alaska y las islas Aleutianas,

■■■•■■


por ejemplo, tendrían clima de bosque (superior a 10o), sin embargo su vegetación es de tundra. Otra dificultad la plantea el mismo valor térmico de 10°, en cuanto él permite suponer que las distintas especies arbóreas que encuentran en esa isoterma su límite boreal deberían tener el mismo umbral de tolerancia. Para obviar este problema podríamos pensar también que el valor de 10° representa el límite a partir del cual el calentamiento estival de] suelo congelado permite el desarrollo de todos los árboles cualquiera sea su especie. Estas dudas y dificultades tal vez hayan justificado que, en distintas épocas, se propusieran nuevoslímites climáticos para el deslinde bosque-tundra, como son los de NORDENSKJOLD (1928), THORNTHWAITE (1931), HOLDRIDGE (1947), MÍLLER (1951 y 1970), además de oíros ensayos más recientes y complejos y con mayores exigencias que los simples datos térmicos. Esto nosestaría indicando el problema y noeneseste sencillo; embargo, en sus grandesque trazos y a nivel persiste hemisférico caso, sin puede admitirse una relación causal razonable entre el límite biológico y la temperatura estival. Otra dificultad pareciera residir en el mismo punto de partida de las comparaciones, es decir, en los mapas fitogeográficos, en cuanto los límites entre las formaciones vegetales no son indefinidos como lo sugieren esos mapas, sino que presentan transiciones (franjas ecotonales), y también ejemplos de áreas de difícil ubicación en una u otra formación. El mismo límite norte del Bosque Boreal, uno de los mejor definidos del mapa mundial de la vegetación, en cuanto se expresa mediante la presencia o la ausencia de árboles ("Línea Ártica de los árboles"), muestra transiciones a través de la degradación de la talla de las especies arbóreas hacia el norte y de una cobertura cada vez más rala que permiten distinguir una franja de transformación llamada. "tundra boscosa". Por otro lado, los límites climáticos indicados comúnmente por una isolínea expresan un promedio de posiciones anuales distintas; así por ejemplo, en el norte de Canadá la isoterma de 10° del mes más cálido durante la década 1951-1960 (ver Fig. 3 C) muestra Gómez José Luis 06 de junio de 2016

desplazamientos sobre una franja más o menos ancha que relativiza el carácter lineal del promedio. Mayor variabilidad todavía presentan aquellos límites que dependen del parámetro pluviométrico; las áreas desérticas y subdesérticas, por ejemplo, en períodos más húmedos o en años de sequías prolongadas, muestran procesos de contracción o de expansión que también se reflejan en la vegetación, en cuanto ésta se adapta rápidamente a esos cambios. Esta variabilidad interanual nos permite diferenciar los llamados núcleos climáticos (core),cuyas características están definidas y son más estables, ylas fajas de transicióndonde la clasificación es incierta y cambiante (Cf. DURAND DASTES, 1969). Pero debe observarse que estas variaciones espaciales, episódicas o temporarias, no invalidan la indicación general que nos proporciona un valor promedio obtenido de una larga serie de anos, ya que las formaciones vegetales, o las grandesclimax, son el "el producto de la acción prolongada del clima durante muchos años"(Cf. S. CAÍN, Fundamentos de Fitogeografía, 1951). Hemos enfatizado los efectos decisivos del clima sobre la distribución y características de los paisajes fitogeográficos con la finalidad de extraer algunas enseñanzas que nos ayuden a su clasificación, pero debemos insistir también en que su intervención no es excluyente y que en niveles menos generalizados ello se pone de manifiesto en forma clara. Así, por ejemplo, el límite entre la selva ecuatorial lluviosa y la sabana ("campos cerrados "del Brasil) tal como lo ilustra la Fig. 3 D- muestra marcadas irregularidades que no se ajustan fácilmente a los parámetros climáticos obtenidos de la información meteorológica disponible (en este ejemplo representados por las isohietas de 1.600,2.000 y 2.400 mm). Se advierte que la humedad edáfica de las riberas fluviales permite la proyección de la selva en el ámbito típico de la sabana (selvas en galería), mientras que los interfluvios, sea por el efecto de sus mayores pendientes o de los tipos de suelos, producen un efectodeopuesto y, en el conjunto, se observa una suerte de interpenetración -

paisajes, o relación de engranaje, Este ejemplo nos ayuda a diferenciar las "comunidades climáticas" y las "comunidades edáficas.", estas últimas fuera de su ámbito climático específico pero sustentadas por "factores de compensación" que suplen ciertas deficiencias. También el mismo ejemplo nos permite evaluar las propias Limitaciones del mapa climático con respecto a sus efectos, sobre el paisaje. Sí observamos el conjunto de ambas distribuciones, prescindiendo de las irregularidades de suslímites, notamos fácilmente la concordancia entre las mayores precipitaciones y la selva, y entre los valores más bajos y el desarrollo de la sabana. Existe correlación global. Pero si nos limitamos al estudio de un sector reducido, como puede ser el valle de1 Araguaia -indicado mediante un recuadro en la Fig. 3 D- tal vez deberíamos dejar de lado el factor clima, en cuanto aparece como una variable neutra, y buscaríamos las causas de las diferencias internas de ese sector en el relieve, en la hidrografía o en los suelos. Los ejemplos descriptos nos permiten dimensionar los alcances del mapa climático como auxiliar de la Geografía, su valor a escala planetaria, y también sus propias limitaciones, de manera que no pidamos de él más de lo que puede dar. Definido el tipo de clasificación (efectiva o aplicada), determinado el grado de generalización (un número de tipos semejante al de las grandes formaciones vegetales), individualizadas y ordenadas las propiedades a retener como valores críticos (factor hídrico, variable térmica y ritmos estacionales) y advertidas sus limitaciones, nos resta la aplicación práctica del sistema y la elaboración del mapa climático.

CAPÍTULO II

LA CLASIFICACIÓN Y EL MAPA CLIMÁTICO

Hemos visto que el proceso de clasificación concluye en la elaboración del mapa climático, de modo tal que éste, en la práctica, resultará del trazado superpuesto de aquellos límites indicativos de los valores críticos adoptados en cada etapa de división y subdivisión. Según el orden que estableciéramos en el capítulo anterior consideraremos en primer lugar los límites derivados del factor humedad, luego los que impone la variable térmica y finalmente aquellos que sugiere el ritmo estacional. 1. Primera etapa de división (el factor humedad)

La manifestación externa más destacada de los paisajes naturales está dada por la cubierta vegetal y por las formas que ella adopta, y éstas responden, según lo hemos reiterado, a la distribución geográfica de la humedad, pero fundamentalmente al ciclo que cumple el agua entre la atmósfera, el suelo y los organismos vivientes. La precipitación caída penetra en el suelo, es absorb ida por las raíces y vuelve finalmente a la atmósfera, mediante ¡a transpiración de los vegetalesyysegún la evaporación física del manente sean las cantidades de suelo, agua Esta circulación es per-


involucradas en ese proceso serán las adaptaciones morfológicas de las plantas. Esa cantidad no podría estar expresada sólo por el monto de las precipitaciones, sino también por la cuota de pérdida que-implica la evapotranspiración (evaporación física + evaporación fisiológica). Así, por ejemplo, no producirá las mismas consecuencias la caída de 500 mm de lluvia en una zona que tengao de 5 temperatura anual , que en otra cuya media sea de 20°. El efecto humectante sobre el suelo y vivificante para las plantas obviamente será mayor con temperaturas más bajas por reducción de la cuota de evapotranspiración. Para expresar esa precipitación efectiva se han propuesto numerosas "fórmulas pluviotérmicas", cada vez más complejas y con mayores requerimientos de información, hasta llegar a determinaciones muy precisas de la evapotranspiración y del balance hídrico. Para nuestro caso utilizaremos la célebre fórmula ideada por DE MARTONNE en 1926, dado que sólo requiere los datos térmicos y pluviométricos, que su aplicación es sumamente simple y también considerando su eficacia, ya que los resultados obtenidos con ella no difieren -en nuestra escala de trabajo- de aquellos que puedan lograrse con las fórmulas más elaboradas. El Índice de Aridez (I A) de DE MARTONNE relaciona la lámina de agua caída durante el año (P en mm) con la temperatura media anual (T en °C), a la que se le adiciona el valor 10 (constante), de acuerdo con la siguiente forma: A



=

Este índice expresa en sus grandes trazos el balance hídrico anual entre las entradas, representadas por las precipitaciones (P),y las salidas o pérdidas generadas por la evapotranspiración comouna consecuencia de la temperatura (T). Sí tomamos como ejemplos lastres localidades sudamericanas


mencionadas en el capítulo anterior (Fig. 1 A), los índices de aridez serán los siguientes:     

   

       

   

   

 

 

 

Índices elevados indican climas húmedos e índices bajosseñalan la aridez, por lo que vez hubiera sido másde apropiado llamarlo de humedad". Cabetaladvertir que en zonas temperaturas muy"índice bajas, por ejemplo -10° de media anual, el índice de aridez llega al infinito. La cartografía de este índice no difiere sustancialmente del mapa pluviométrico, pero al expresar la acción conjunta de la lluvia y la temperatura, ésta produce un efecto de compensación. En las planicies argentinas, por ejemplo (Fig. 4 A), las isohietas tienen un trazado casi meridiano y las isotermas un dispositivo zonal -es la conocida-"retícula termopluviométrica" de nuestro país-, mientras que las isolíneas del índice de aridez presentan una disposición en diagonal que se entrecruza con las isohietas, indicando mayor humedad en el sur que en el norte con iguales cantidades de lluvia. Un ejemplo semejante lo ofrecen las planicies centrales de América del Norte, mientras que en África, al norte del ecuador, las isohietas y las isotermas tienen un trazado casi zonal con marcado paralelismo, el índice de aridez presenta entonces un esquema semejante. ¿Qué significado geográfico tienen los diversos valores del índice de aridez? Si bien fue concebido para explicar las -

condiciones del escurrimiento superficial, su idstribución geográfica muestra relaciones generales con las formas de la vegetación natural y con otros, elementos tí el paisaje. Valores comprendidos entre 0 y 10 indican la presencia deldesierto, con suelos desnudos o con hierbas y arbustos dispersos, sin escurrimiento superficial y con exigencias de riego para cualquier cultivo índices comprendidos entre 10 y 20 representan el ámbito subdesértico, con estepas y sabanas (hierbas, arbustos y algunos árboles espinosos), conescurrimiento temporario y con posibilidad de practicar algunos cultivos de secano. Entre 20 y 40 puede calificarse comohúmedo y corresponde en general a las áreas de praderas y parques, con escurrimiento externo. Y si es superior a 40 se t ra ía de un ámbito muy húmedo,con predominio de bosques y abundantes excedentes hídricos. En la Fig. 4 B están indicados estos límites mediante un gráfico de relación entre las precipitaciones en el eje de las ordenadas y las temperaturas en abcisas. Por sus respectivos valores térmicos y pluviométricos anuales las localidades I y II quedan incluidas en el ámbito húmedo y al localidad III se sitúa en el dominio subdesértico, muy próximo al límite con el desierto. El mapa del índice de aridez a nivel mundial permite definir con una buena aproximación las regiones más secas. En la Fig. 4 C hemos incluido las isolíneas de 10, 20, 30 y 40 y destacado las áreas que corresponden al desierto (0 a 10)y al subdesierto (10 a 20).Si se comparan estas distribuciones con aquellas de las áreas boscosas dominantes (Fig. 2 A) se advertirá una suerte de complementación entre las grandes manchas de la vegetación arbórea y las áreas -en blanco-con índices de aridez superior a 30 y 40. Las relaciones entre el índice de aridez y la distribución geográfica de las formas del paisaje vegetal parecen ser más estrechas en valores bajos (casos del desierto y subdesierto), pero en valores, altos su correlación es menor ya que este índice expresa sólo las condiciones globales del año entero, y puede ocurrir que índices elevados estén producidos por grandes volúmenes de lluvia concentrados en una estación mientras la sequía afecta el resto del año. Como lo señala el propio Gómez José Luis 06 de junio de 2016

deMARTONNE (1957), "una cana del índice de aridez muestra por comparación con aquellas de las regiones calificadas como secas, según el aspecto de la vegetación, que el valor 20 representa bastante bien el límite de la sequedad para la media anual". Por lo expuesto retendremos en esta primera etapa de división los valores 10 y 20 como límites entre tres grupos principales de climas:

-Húmedos (índice de aridez superior a 20). -Subdesértico (índice entre 10 y 20)-Desértico (índice inferior a 10) Nuestro universo de datos se reduce así a tres conjuntos más definidos:

Para destacar en una escala menos generalizada el grado de correspondencia espacial de este índice hídrico con la cobertura vegetal y los paisajes, hemos trabado un perfil meridiano de África a través de 17 localidades, entre Argel y Ciudad del Cabo (Fig. 5).El perfil de la izquierda ilustra la distribución de las precipitaciones y de las temperaturas anuales. La curva de la pluviosidad pone en evidencia la zona lluviosa ecuatorial y a ambos lados las áreas secas del Sahara al norte y el desierto .costero de Namibia en el sur. Obsérvese que las temperaturas alcanzan sus mayores valores en el desierto sahariano (tramomás continental del perfil), mientras que al sur del ecuador, al aproximarse a la costa atlántica recibe su influencia moderadora. Se advierte además una caída de la temperatura en el área más regada de la zona ecuatorial, precisamente por la mayor frecuencia de tiempos nublados y lluviosos, La localidad de Nova Lisboa, a 1708 metros sobre el nivel del mar, ofrece un


ejemplo del efecto en el incremento pluviométrico y en el descenso térmico Estas variaciones, y los distintos factores que las generan, quedan sintetizados a través del índice de aridez. En el mapa central están indicadas las localidades que componen el perfil y la extensión de los tipos de vegetación. Los puntos donde se cruzan los límites fitogeográficos del mapa con el trazado del perfil climático han sido proyectados para definir un perfil de la vegetación, indicado por la letra V en la figura. A la derecha, el perfil del índice de aridez muestra una evolución que se asemeja a la curva pluviométrica, pero no es igual. Las localidades de Zinder yEl Cabo, por ejemplo, con lluvias aproximadas, tienen índices de aridez muy diferentes por el efecto térmico. Si proyectamos los valores 10 y 20 del índice de aridez, que utilizamos para deslindar los climas húmedos, el subdesértico y el desierto, sobre un perfil (indicado por 1 A en la figura), se obtiene una distribución que se ajusta notablemente al perfil de la vegetación (V), "Si la aplicación de un índice climatológico -como lo señalan H.GAUSSEN y P. LEGRIS (La délimitation des zones tropicales humides, 1 963)- proporciona una carta que corresponde de manera satisfactoria a aquello que se sabe de la vegetación, es que el método es bueno". Diferenciados los tres grupos en función del factor humedad, introducimos ahora la variable térmica.

formaciones vegetales: 1. Tundra ártica. 2. Taiga subártica (bosque de coníferas o Bosque Boreal). 3. Bosque templado mixto (latifoliado y coníferas). 4. Bosque templado caducifolio. 5. Bosque siemprevivo mediterráneo. 6. Estepa. 7. Desierto. 8. Bosque seco tropical y sabana. 9. Bosque semicaducifolio tropical. 10. Bosque siemprevivo ecuatorial.

Hemos reiterado que la disminución de la temperatura desde el ecuador a los polos tiene su correlato en la composición de la vegetación, que también muestra un marcado dispositivo zonal. Siguiendo un meridiano que pasa por Europa Central y África, A.

Si prolongáramos este perfil hasta el polo sur se repetirían en orden inverso y en sus grandes trazos los mismos tipos, pero en forma incompleta por la menor extensión continental. El bosque de coníferas, por ejemplo, debería desarrollarse en la zona ocupada por los mares australes y, obviamente, está ausente. Si hiciéramos perfiles sobre las fachadas orientales de los continentes, habría que agregar a la altura correspondiente albosque siemprevivo mediterráneo, una formación equivalente pero adaptada a las condiciones que reirían en esos litorales del este, se tratabosque siempre, verde laurifoliado. También cabria agregar en latitudes elevadas, más allá de la tundra, el desierto helado que caracteriza a ambos casquetes polares. De ese conjunto de grandes formaciones ya hemos separado las correspondientes a los climas subáridos y áridos (6. Estepa y 7. Desierto) y el resto se desarrolla en los climas húmedos. A partir de ese dispositivo zonal cabe preguntarse qué valores de temperatura serán significativos para producir esas diferencias entre los paisajes vegetales? Los límites térmicos propuestos en los diversos sistemas clima-

LACOSTE R.SALANON (Eléments de Biogéographie, 1969), distinguen deynorte a sur los siguientes grandes tipos de -

tológicos del tienen antecedente más en laanual clasificación de SUPAN, año su 1880, que adoptó la remoto temperatura de 20° para

2. Segunda etapa de división (el factor térmico)


distinguirlos climas cálidos de los templados, y la isoterma de 10° del mes más cálido para deslindar los climas templados de los fríos. A comienzos del siglo se introdujeron otros valores que permitieron reconocer tipos y variedades más específicas; así, por ejemplo, KOEPPEN utilizó como parámetros limitantes de su sistema las temperaturas de -38°, -3o, 0o, 10°, 18°, 22°, 24°, etc. Se trata naturalmente de una clasificación minuciosa que, como lo señala HUFTY (1984), "constituye un ejercicio de memorización bastante pesado"; y tal vez por ello exceda una propuesta para la enseñanza que requiere un manejo fluido de las pautas. Más recientemente empezaron a emplearse valores derivados de la temperatura, como son los casos del "índice de eficacia térmica" y la "evapotranspiración potencial" (THÓRNTHWAITE, 1931 y 1948) y las denominadas "biotemperaturas" (HOLDRIDGE, 1947), También se ha recurrido a otros parámetros, como la "radiación neta", que requieren más información que la disponible en nuestro limitado universo de datos. Estos criterios, no obstante su mayor complejidad y su condición de síntesis del balance radiativo, no han mostrado hasta ahora una adecuación tan contundente al mapa de los paisajes vegetales que nos haga renunciar a los simples y eficaces valores térmicos mensuales. En su segunda propuesta, MILLER (1975) utilizó sólo dos valores de temperatura para establecer los límites de su clasificación: la isoterma de 18° del mes más frío para definir los climas cálidos -valor ya indicado por KOEPPEN con la misma finalidad-y la temperatura mensual de 6o, que considera como el valor mínimo necesario para la actividad vegetal, según lo señalara SCHIMPER. Dada la gran sencillez del sistema y el hecho de retener sólo dos valores, adoptaremos aquí los límites térmicos de MILLER, pero antes intentaremos verificar el posible valor limitante de ambos datos mensuales y sus implicancias. Cabe advertir que, dentro de la amplia gama de temperaturas que trascendencia se registran desde zona ecuatorial loslapolos, el únicodevalor con por sílamismo, está dadoapor temperatura 0o, en Gómez José Luis 06 de junio de 2016

cuanto indica el punto de congelación del agua, con todos los efectos físicos y biológicos que ello produce en el paisaje. En la Fig. 6 hemos representado, mediante un diagrama de relación las temperaturas medias del mes más frío en el eje de las ordenadas y las temperaturas mínimas medias del mismo mes en abcisas, de 1.000 localidades que cuentan con esa información en el apéndice estadístico del texto de KOEPPEN (1948), y que corresponden prácticamente a todos -los climas del mundo. La organización de estas estaciones meteorológicas según un dispositivo en diagonal evidencia la relación directa entre ambos parámetros y nos permite destacar dos valores significativos: obsérvese que cuando la media mensual es superior a 18°, las mínimas medias de esas localidades -que representan las temperaturas nocturnas- tienen valores positivos (superiores a 0o); o sea que el valor medio de 18° del mes más frío sería un indicador del máximo alcance de las heladas y es por ello que se lo ha considerado como el límite de losclimas cálidos. Cuando todos los meses del año superan los o18 ello indica "calor constante" o ausencia de heladas. Esto no excluye que una onda de frío -empuje polar-, en casos excepcionales, puede hacer sentir sus efectos negativos. o Si ahora nos detenemos en la media mensual de , se 6 observará que las localidades con valores inferiores a ese umbral presentan siempre mínimas medias negativas (heladas), de allí que ese valor medio mensual representa en forma bastante objetiva la presencia del invierno, el período de reposo, o el "cero vital", es decir, el valor mínimo necesario para el desarrollo vegetal. A partir de esta constatación sobre la trascendencia de los valores propuestos adoptaremos aquí el sistema térmico de MILLER, quien distingue 6 grupos en función de la duración de los periodos desfavorables; es decir, se consideran básicamente las temperaturas bajas o invernales correspondientes al momento en que el gradiente térmico ecuador-polo es más marcado, y se incorpora el factordu-

ración que es fundamental para el desarrollo de los ciclos de la vegetación:

1. Climas Cálidos (C): ningún mes a menos de 18° (calor continuo o ausencia de heladas). 2. Climas Templados Cálidos (TC), o subtropicales: ningún mes por debajo de 6o (sin estación fría o sin invierno) 3. Climas Templados Fríos(TF): uno a cinco meses con temperaturas inferiores a 6o (con estación fría o con invierno de duración inferior a la mitad del año). 4. Climas Fríos (F): con 6 a 9 meses inferiores a o6 (larga estación fría sobre más de la mitad del año). 5. Climas Polares(P): con menos de tres meses a más deo (muy 6 breve estación caliente); o bien con 10 a 11 meses inferiores a 6o. 6. Climas de Hielo(H): ningún mes a más de 6o. En la Fig. 7 A, la representación gráfica de cada tipo con sus respectivoscon períodos de reposo y de actividad vegetativa, ilustraque sustanto rela- en ciones las grandes formaciones vegetales. Obsérvese los climas Cálidos (C) como en los Templados Cálidos (TC) no hay reposo provocado por la temperatura, de modo que el crecimiento es continuo siempre que la humedad sea suficiente; pero la diferencia térmica entre estos climas radica en que las heladas, más o menos frecuentes en los climas (TC), excluyen muchas especies vegetales sensibles al frío, incluso plantas cultivadas como el café y otras, que encuentran su habitat en los climas (C) y los caracterizan como tales (megatermas). En el ámbito de los climasTemplados Fríos (TF), con un invierno que abarca menos de la mitad del año, se localiza el "bosque templado de hojas caducas", cuyo ritmo estacional evidencia dos fases definidas y le imprimé su sello al paisaje. A los climasFríos (F), con un breve período de actividad vegetativa, se adapta fundamentalmente el "bosque de coníferas" (taiga) y una estrecha franja correspondiente al "bosque mixto" (mezcla de coníferas y latifoliado caducifolio). Esta avanzada de los árboles


sobre altas latitudes parece requerir tres meses por lo menos con valores térmicos adecuados para realizar, un ciclo reproductivo breve, como es el caso particular de las coníferas. En el climaPolar (P) se desarrolla la "tundra" (estepa polar de musgo s y líquenes) y al clima deHielo (H), que se encuentra todo el año por o debajo de 6 , o sea con temperaturas nocturnas siempre negativas, corresponde al "desierto helado". La distribución geográfica de las zonas obtenidas de acuerdo con este criterio (fig. 7B) nos muestra un dispositivo zonal bastante regular, con las sinuosidades propias que introducen el relieve, la circulación atmosférica y oceánica y otros factores del campo térmico, especialmente o durante la estación fría. Además de las isotermas de 18 y de 6o de los meses más fríos de ambos hemisferios (enero y julio), las restantes isolíneas corresponden a los números de meses con temperaturas inferioreso a 6 según el esquema descripto. Si incorporamos esta segunda etapa a nuestro sistema de clasificación podemos subdividir los climas húmedos en las seis categorías térmicas mencionadas, mientras que los climas Desérticos (D) y Subdesérticos (SD), por su localización restringida a latitudes bajas y medias, por tener una fundamental condición común que es la aridez y por carecer de vegetación arbórea y no requerir este grado de discriminación, pueden ser divididos en dos tipos básicos, sin invierno y con invierno:

-Climas Subdesérticos y Desérticos Cálidos(SDC y DC), llamados también "de bajas latitudes", o "sininvierno", por cuanto todos los meses tienen más de 6 o. -Climas Subdesérticos y Desérticos Fríos(SDF y DF), "de latitudes medias", o "con invierno", con uno o más meses por debajo de 6o. Nuestro universo de datos, que en la primera etapa se reducía a tres grupos más definidos, quedaría ahora integrado por 10 grandes tipos climáticos:


Para identificar cada tipo recurrimos a las iniciales de las denominaciones que estamos utilizando. Si volvemos al ejemplo de las tres localidades sudamericanas, cuyos datos constan en la Fig. 1 A, podemos ensayar dos tipos de representaciones gráficas que nos ilustrarán sobre la ubicación que les correspondería a cada una dentro del esquema de clasificación desarrollado hasta aquí. En la Fig. 8 A hemos representado los regímenes térmicos, señalando los dos valores o

limitantes 18°). La localidad con los 12 meses por arriba de 18°, las se ubica entre(6losy climas Cálidos (C).I,La localidad II no alcanza a cumplir mismas exigencias pero todos los meses superan loso6y se sitúa entonces entre los Templados Cálidos (TC). La localidad III, con cuatro meses por debajo de 6o se situaría entre los Templados Fríos (TF), pero considerando que su índice de aridez está comprendido entre 10 y 20 deberá incluirse en los climas Subdesérticos Fríos (SDF). En la Fig. 8 B hemos representado las mismas localidades según los valores mensuales de temperaturas (en abcisas) y de las precipitaciones (en ordenadas), e indicado los valores térmicos limitantes. A partir de esos datos, la ubicación dedos 12 meses de cada localidad permite diseñar el polígono anual de cada una. La localidad I se encuentra todo el año sobre los 18° y su dispositivo alargado, casi vertical, indica un clima Cálido con escasas oscilaciones térmicas y marcadas fluctuaciones pluviométricas. El clima de la localidad II, Templado Cálido, presenta un polígono casi horizontal, ilustrativo de su pequeña variación pluviométrica y moderada estacionalidad térmica. La localidad III presenta reposo


invernal y por su situación en el borde inferior del gráfico indica una sequía prolongada. Esta forma de representación, además de incluir los dos parámetros básicos que manejarnos, facilita la comparación visual y permite destacar las analogías y diferencias de cada silueta climática anual. Concluida esta segunda etapa de división podemos intentar superponer las zonas térmicas obtenidas con las áreas delimitadas en la primera etapa en función del índice de aridez. La Fig., 8 C nos permite señalar aquellos límites térmicos que son interceptados por la aridez, como es el caso de la isoterma de 18°, y los que producen la discriminación de los climas secos en cálidos y fríos (isolínea ode ). 6 De esta superposición de límites resulta, por ejemplo, que el confín meridional del clima Frío en Eurasia, que corresponde al bosque mixto y de coníferas, esté determinado por dos tipos de causas: en Europa esas formaciones toman contacto hacia el sur con el bosque templado caducifolio mediante el límite t érmico que lo separa del clima Templado Frío; mientras que en Asia, o más precisamente entre los meridianos 45° E y 120 ° E, el límite vendría indicado por la aridez, es decir, por una degradación del bosque hacia la estepa (clima S DF). Al aumentar la humedad en el oriente asiático, más allá del meridiano 120° E, el bosque de coníferas y mixto se transforma gradualmente en templado caducifolio por incremento de la temperatura. Para concluir nuestro mapa climático nos restaría introducir las diferencias que generan los ritmos estacionales, pero antes señalemos que las cifras a retener para identificar estos diez tipos climáticos o (índices de aridez 10 y 20, valores térmicos de y6 18° y número de meses) no exceden la capacidad de la memoria de un estudiante común; es decir, no van más allá de lo que exige recordar un par de números telefónicos o un documento personal. De modo que, con una simple ejercitación, es posible tomar como punto de partida los valores del anexo estadístico y ubicar cada clima local en los grupos lo tipos correspondientes, a los cuales se asocian determinadas formaciones vegetales. Gómez José Luis 06 de junio de 2016

3. Tercera etapa de división (el ritmo estacional)

Hemos señalado que los regímenes estacionales de las temperaturas y de las precipitaciones, en cuanto factores de diferenciación climática, no tienen la misma intensidad en todas las zonas y, en algunos casos, no resultan suficientes para imprimir cambios significativos en el paisaje; por ello conviene tratar cada grupo de modo independiente. A ) C limas Cálido s(C ).

Dentro del ámbito de la zona cálida, con temperaturas elevadas y constantes (isotermia anual), el volumen y la estacional] dad de las lluvias constituyen los elementos diferenciales más significativos, en cuanto la actividad vegetal no presenta períodos de reposo provocados por falta de calor, pero sí por efectos de la sequía. Las formaciones vegetales que contribuyen a caracterizar los diversos paisajes del ámbito cálido ofrecen una gradación desde lo más húmedo a lo más seco según el siguiente "esquema:

-Bosque siemprevivo ecuatorial,también denominado selva o pluviisilva, bosque tropical lluvioso, bosque higrófilo u ombrófilo (ombros=lluvia), se caracteriza por la permanencia de la vida, sin ningún ritmo estacional. -Bosque semicaducifolio tropical,conocido como bosque tropófilo mesófilo o semiombrófilo; forma la transición entre la selva y el bosque seco tropical. -Bosque secó tropical y sabana, incluye el bosque seco caducifolio, el bosque monzónico, las sabanas arboladas (campos cerrados) y las sabanas (campos limpios). -También integra la zona cálida elmatorral xerofítico y las estepas espinosas(como es el caso de lacaatinga en Brasil), pero esta formación se inscribe entreinterior los climas ticos Cálidos, con índices de aridez a 20Subdesér-

Cabe advertir que el bosque semicaducifolio tropical es una formación transicional entre la selva y la sabana, según una franja relativamente estrecha que los mapas fitogeográficos generales no siempre diferencian. Por esta razón, y considerando nuestra escala de trabajo, intentaremos diferenciar sólo dos tipos básicos: clima el de selva y el de bosque seco tropical y sabana. El problema a resolver consiste en determinarl os períodos secos y para ello nos podemos valer de la ya clásica propuesta de DE MARTONNE (1957), que considera messeco aquel cuya precipitación (P) es inferior al doble de la temperatura (T). Esta idea fue desarrollada por F. Bagnouls y H. Gaussen (Les climats biologiques et leur classification, 1957) en su sistema biológico de clasificación de los climas y difundida con éxito a través de sus diagramas ombrotérmicos, que consisten en un gráfico en el cual los meses se

La Fig. 9 A ilustra el diagrama ombrotérmico de la localidad I de nuestros ejemplos sudamericanos. Hemos incorporado al diagrama los valores térmicos críticos establecidos en la etapa anterior (18° y 6o). Obsérvese que el período seco tiene una duración de cuatro meses y por ello se sitúa en el tipo Cálido tropical (Ct), de bosque seco sabana; se trata de la localidad de Cuiabá (15° 35'S y 56° 06' W), en el centro sur del Brasil, sobre la alta cuenca del río Paraguay. Otra forma de representación está ilustrada en la Fig. 9 B (semejante a la Fig., 8 B), donde la línea inclinada indica el límite de los períodos secos según la relación P= 2 T. Hemos incluido tres localidades: Cuiabá, que ilustra el clima Ct; Manaoso 08'S (3 y 60° 01' W) sobre el Amazonas, ilustra el tipo Ce con un mes seco y Blonay o(7 35' N y 72° 37' W), situada a 1.235 metros de altura, sobre la vertiente oriental de los Andes colombianos, se inscribe en los climas

sitúan en el eje de las abcisas, y en ordenadas las precipitaciones en milímetros a la derecha y las temperaturas a la izquierda en una escala doble a la de i as lluvias; por ejemplo, a 10° de temperatura corresponden 20 milímetros de precipitación. Cuando la curva de las precipitaciones pasa por debajo de la curva térmica se define el período seco (donde P es inferior a 2 T). A partir de este criterio distinguiremos dos tipos climáticos; básicos para el conjunto de la zona cálida:

Ce, pero aquí el efecto de la altura nos indica una localización próxima al límite térmico de esta zona. La distribución geográfica de estos tipos (Fig. 9 C) permite señalar un relativo ordenamiento, en cuanto el clima de selva (Ce) se desarrolla preferencialmente sobre el ecuador geográfico y se encuentra rodeado por el clima de bosque seco y sabana (Ct), pero debe advertirse que en las costas orientales del Brasil, de América Central y de Madagascar, afectadas permanentemente por los alisios el clima de selva avanza hacia mayores latitudes. Si bien conserva los caracteres básicos del clima ecuatorial, esta disociación geográfica nos permite reconocer una variedad (clima ecuatorial de alisios, que algunos llaman "tropical de alisios"), que puede diferenciarse por una amplitud térmica anual mayor (superior ao3C), por efecto de ese desfase latitudinal. Para ilustrar las transformaciones de estos tipos climáticos y sus efectos sobre los componentes del paisaje natural (ver Fig. 10) hemos recurrido a algunas localidades del mismo perfil meridiano de África que utilizáramos para mostrar la evolución del índice de aridez. La localidad de Mbandaka no presenta período seco y se sitúa

-Clima Cedido ecuatorial (Ce), cuando el período seco es inferior a tres meses (clima de selva). -Clima Cálido tropical(Ct), con un período seco de cuatro o más meses (clima de bosque seco tropical y sabana). Cabe observar que el breve período seco de la selva (de dos o tres meses) no alcanza efectos notables en la vegetación por cuanto los meses previos a la sequía, con grandes volúmenes de lluvia, pueden alimentarlas reservas de agua en el suelo suficientes para mantener la permanencia de la vida y la condición "siempreverde" que caracteriza este paisaje. Gómez José Luis 06 de junio de 2016


netamente en el ámbito selvático (Clima Ce). Los excedentes hídricos se manifiestan en la magnitud de la cubierta vegetal, donde diferentes familias de árboles se presentan muy parecidos, con una fisonomía particular; y también en la penetración del agua en la capa de alteración de la roca madre. Esta migración descendente lleva consigo las sales solubles del horizonte A y las acumula en el horizonte B (lateritas). La disposición vertical de los suelos, en estos países húmedos, tiene el orden siguiente: horizonte A (disolución), B (acumulación) y C (roca madre). La localidad de Kinshasa, con cuatro meses secos, se sitúa en el bosque tropófilo o semicaducifolio, es decir, en el ámbito transicional referido, y Nova Lisboa, con cinco meses secos, entra ya en el dominio definido cíe la sabana, aunque debe advertirse que por su nivel superior a los 1.000 metros acusa temperaturas invernales apenas inferiores a los 18° y por ello ofrece un ejemplo de clima de altura con caracteres térmicos subtropicales. El contraste entre la época lluviosa y la seca se traslada a la fisonomía de la vegetación y a su ritmo estacional (estivifolio). La penetración de! agua en una capa de suelos menos profunda durante el período de lluvias y el ascenso capilar en la sequía, dan lugar a la formación de suelos ferruginosos. A título de ejemplo hemos incluido las alturas de las aguas del río Congo en Stanley-ville, que oscilan entre 2 metros en julio y 4,36 metros en abril, según M. PARDE (Fleuves et Rivières, 1955). Se advierte una marcada correlación con el régimen pluviométrico, con un cierto desfase por el retraso de la llegada de las aguas al cauce principal, sea como consecuencia de la distancia a la cuenca activa, por las pendientes o por la cobertura vegetal; y también se hace evidente una mayor regularidad del régimen fluvial, con extremos menos marcados, por cuanto el excedente de las lluvias del verano se infiltra en el manto de descomposición y parte del agua allí retenida es devuelta al cauce en forma de escurrimiento subterráneo, sosteniendo así los caudales en épocas de bajas aguas. La localidad de Zinder, como ejemplo de los regímenes del Gómez José Luis 06 de junio de 2016

hemisferio norte, con índice de aridez 14,4, es representativa del clima Subdesértico Cálido (SDC), con vegetación esteparia y de sabana espinosa con suculentas; es decir, con todos los caracteres xerofíticos que impone la larga e intensa estación seca. La capa de alteración de la roca madre es escasa, los suelos son esqueléticos, y el predominio del agua capilar ascendente produce la formación de costras superficiales (los horizontes A y B están muy poco representados). El régimen fluvial de Bénoué, afluente del Níger, en la localidad de Carona, muestra un caudal medio de sólo 2 metros cúbicos por segundo en abril y llega a 1.910 metros en septiembre; es decir, bajantes muy pronunciadas y crecidas espasmódicas que trasuntan la ausencia del efecto compensador de una capa de descomposición profunda, capaz de atenuar esos extremos. La irregularidad anual e interanual de estos climas, unida a una cobertura vegetal pobre, permiten imaginar el grado de agresividad sobre el paisaje. Clima, vegetación, suelos e hidrografía aparecen aquí formando conjuntos armónicos, donde la comparación vertical de sus componentes proporciona una idea de la estructura de los ecosistemas de la zona cálida.

B) Climas Templados Cálidos (TC) Estos climas ocupan las zonas marginales de los Cálidos en ambos hemisferiosy por ello se los conoce comosubtropicales “ ”. Se trata de franjas relativamente estrechas en los ámbitos continentales, y más desarrolladas en los sectores marítimos, allí donde las temperaturas invernales (6o del mes más frío) no caen tanto como en los continentes. Esto explica su mayor extensión en el hemisferio sur y también en las costas occidentales (ver localización en Fig. 11 A). Obsérvese que estas zonas térmicas no son continuas sino que, al encontrarse interrumpidas en los interiores continentales por los

climas áridos en extensiones importantes, quedan restringidas a los litorales occidentales y orientales. Por su situación latitudinal, sobre la llamada "discontinuidad zonal" (eje de las Altas Presiones Subtropicales) que separa los vientos alisios de los occidentales, los litorales del este y del oeste están sometidos, en verano y en invierno, a vientos de srcen marítimo y continental que generan regímenes de lluvias opuestos. En las costas de occidente la característica fundamental consiste en un verano seco y un invierno suave y más lluvioso. A este régimen, que tiene un gran desarrollo sobre la cuenca del Mediterráneo y sus costas, se lo conoce precisamente como "tipo mediterráneo" En las costas orientales las lluvias son más regulares o predominan en verano. Esta oposición constituye un rasgo de azonalidad suficiente para distinguir dos tipos básicos:

-Clima Templado Cálido mediterráneo (TCme), o de "costa occidental"; si tiene dos o más meses secos durante el trimestre estival, de acuerdo con el mismo criterio adoptado para definir la sequía en la zona Cálida (P = 2T). -Clima Templado Cálido húmedo(TCh), o de "costa oriental" sin estación seca estival. En invierno pueden registrarse meses secos y por ello se lo podría identificar como clima "de verano húmedo", con tendencia monzónica o tropical. En la Fig. 11 hemos ilustrado estos climas con ejemplos de América del Sur, donde el tipo húmedo u oriental (TCh) se encuentra muy desarrollado y ofrece algunas variedades diferenciadas que tal vez sean exclusivas. La localidad de Chillan en el centro de Chile (36° 36' S y 72° 06' W) ilustra eltipo mediterráneo (ver Fig. 11 B): régimen térmico sin reposo invernal, fuerte concentración de las lluvias en invierno y sequía en verano (4 meses). Hemos incluido en la misma figura el régimen del río Bío Bío, cuya curva de caudales muestra un marcado paralelismo con la marcha de las precipitaciones y un ciertodesfase Gómez José Luis 06 de junio de 2016

en primavera producido por el aporte de la fusión nival. El índice de aridez superior a 40 indica vegetación boscosa, pero adaptada a la deshidratación estival: hojas pequeñas, esclerófilas con pilosidad, etc. Se trata del bosque mediterráneo, que ocupa los lugares más lluviosos y se refugia en las faldas de las montañas, como ocurre también en California y en la misma cuenca mediterránea. Cuando las precipitaciones son más bajas, lo que constituye el caso más extendido de este tipo, predominan las formaciones arbustivas, bajas y abiertas, como es elmatorral chileno, elchaparral de las costas de California y la garriga y el maquis del litoral mediterráneo. Con el rótulo "árboles y arbustos mediterráneos" se suele reunir este conjunto de formas adaptado a la sequía del verano. En la Fig. 11 C, la localidad de Puerto Iguazú (25° 41' S y 54° 27' W) es representativa del tipo Templado Cálido húmedo (TCh), sin estación seca, con lluvias abundantes todo el año (índice de aridez 52) que indican el predominio del bosque siemprevivo (selva de Misiones). El régimen fluvial del río Iguazú, en Salto Osorio, se adapta a la marcha regular de las precipitaciones, con un período normal de bajas aguas en verano, cuando las lluvias ceden un poco y la evapotranspiración es más elevada. En las Figs. 11D y 11E los diagramas de Punta del Este y Córdoba son ejemplos de las variedades que presenta este clima de las fachadas orientales. Punta del Este, en el sur uruguayo (34° 58' S y 54° 57' W), es la localidad II de nuestros ejemplos sudamericanos y representa el clima de las praderas subtropicales, con lluvias regulares y valores mínimos en verano, pero que no alcanzan a configurar un período seco. El régimen del río Cebollati, en Averías, muestra una curva anual que resulta del doble efecto térmico y pluviométrico, pero básicamente del primero. Esta marcha de los caudales nos informa sobre el régimen de la humedad del suelo y, aun cuando el índice de aridez sea elevado (35,6), la vegetación de pradera indica cierta carencia de agua en la estación crítica estival.

durante la estación fría. El régimen fluvial del río Tercero, en Embalse, se adapta a la marcha pluviométrica, como la mayor parte de los ríos del norte argentino. Esta variedad ha sido identificada en algunos sistemas planetarios, como el PEGUY (1961), bajo el nombre de "clima argentino", del cual no existen réplicas en el hemisferio norte. Con un índice de aridez de 28 se desarrolla aquí el bosque xerófilo (Parque o Bosque Chaqueño Occidental), en cuanto la concentración de las lluvias en época de mayores exigencias posibilita el desarrollo del árbol y la profundidad alcanzada por las raíces le permite sobrellevar la sequía invernal. A partir de estos ejemplos podríamos reconocer tres variedades del clima Templado Cálido Húmedo: - muy húmedo, con índice de aridez superior a 40 (clima de bosques). - húmedo, con índice de aridez inferior a 40 y lluvias regulares. - subhúmedo, con índice de aridez inferior a 40y sequía invernal. Atendiendo estas diferencias internas algunos autores, como V. FINCH y G. TREWARTHA (Geografía Física, 1954), señalan que "es difícil hablar de la clase de bosques de las regiones subtropicales húmedas porque es muy variable"; de modo que, a escala planetaria, estás variedades quedan incluidas en un mismo tipo, pero a nivel de nuestro país podrían señalarse como tales. Determinados los dos tipos fundamentales y sus variedades, podemos volver sobre los dispositivos geográficos en cuanto también presentan algunos detalles que deben destacarse. Hemos visto que la zona Templado Cálida queda definida por valores térmicos y la distinción entre los tipos mediterráneo y húmedo por la sequía estival, límites que en algunos casos se superponen. En la cuenca del Mediterráneo, por ejemplo (ver Fig. 11 F)), la isoterma deo6del mes más frío y la isolínea que indica dos meses secos en el trimestre estival se encuentran muy próximas y plantean ciertas dudas acerca de la causa real que produce la diferenciación entre el paisaje mediterráneo y el bosque templado del norte.

caso de Córdoba (31° 19' Sáridos, y 64° 13' una forma de El degradación hacia los climas conW) unaconstituye sequía importante

Se observa que la acción moderadora del mar hace remontar la isoterma deademás 6°


bastante al norte en la costa atlántica (incluye las localidades de Cherbourg en Francia y Roches Point y Valentia en Irlanda) abarcando áreas que naturalmente no tienen características mediterráneas pero sus temperaturas invernales superan en algunas décimas ese valor. Dado que las diferencias térmicas son pequeñas y las áreas muy limitadas, adoptaremos como límite para nuestro mapa final la línea donde se cumplen las dos condiciones: temperatura superior ao6y también sequía estival durante dos meses. Otro caso a señalar está constituido por África y Australia (Fig. 11 G) donde, a diferencia de la neta separación geográfica de los tipos TCme y TCh que presentan Eurasia y América, aquí estos tipos entran en contacto directo y es la sequía estival la que permite diferenciarlos claramente,

c) Climas Templados Fríos (TF) y Fríos (F) Estas zonas térmicas tienen en común un período de reposo invernal más o menos largo (1 a 5 meses en el primer caso y 6 a 9 en el segundo), lo que constituye el rasgo más importante del ritmo estacional, al cual se adaptan las formaciones vegetales correspondientes sin ofrecer variaciones internas significativas que sugieran límites definidos. Por estar localizadas en la amplia franja de los vientos occidentales, los márgenes continentales del oeste reciben mayor influencia oceánica y ésta degrada hacia el interior, hasta llegar al dominio de los climas áridos en el mismo corazón continental. Esa degradación se opera insensiblemente, sin alteraciones marcadas. Al describir el climabretón de la costa atlántica y elpolaco del centro europeo, DE MARTONNE (1957) señala que entre ambos "no se puede fijar un límite". Tal continuidad justificaría que algunos autores hayan optado por diferenciar un amplio espectro de matices; "climas hiperoceánicos, oceánicos de transición, continentales e hipercontinentales" (Cf.elESTIENNE y GODARD, Para distinguir uno de otro primer indicador utilizado1970). fue la Gómez José Luis 06 de junio de 2016

amplitud térmica anual y hoy resultan clásicos, por ejemplo, los valores de 15° y 20°, sea que se los adopte como límites o bien para indicar una franja de transición entre lo marítimo y lo continental. Pero debe advertirse que la oscilación anual de la temperatura no sólo se acentúa hacia los interiores continentales sino que también crece por efectos de la latitud, como lo hemos visto al describir la Fig. 1 13, y por ellose han propuesto diversas fórmulas que incluyen este factor, además de la amplitud térmica. La aplicación práctica de estas fórmulas parece concluir en el trazado de varias isolíneas, más o menos paralelas a los bordes de los continentes, cuyos valores crecientes hacia el interior nos informan sobre el aumento de la continentalidad pero no logran definir dónde termina lo marítimo y dónde empieza lo continental, salvo en América del Norte y en la península escandinava donde los dispositivos orográficos cortan abruptamente la influencia marítima y generan verdaderas discontinuidades, es decir, límites climáticos reales. Para obtener una imagen generalizada del rasgo Azonal que la continentalidad introduce en el marco de estas zonas térmicas, hemos trazado en la Fig. 12 varios perfiles sobre el paralelo 50° N: uno ilustra la topografía, otro las variaciones de la temperatura de los mesesextremos, el tercero la misma variación en la presión atmosférica y el último los regímenes pluviométricos. De la comparación de estos perfiles podemos obtener algunas enseñanzas. En primer lugar, la evolución de las temperaturas de enero y julio nos permiten señalar el calentamiento continental más acentuado en verano. El agua oceánica, penetrada por los rayos solares favorece la difusión del calor sobre un espesor considerable, acentuada por tratarse de un fluido con gran movilidad. A ello se agrega su mayor calor específico, que demanda más energía para lograr igual temperatura, y también el fenómeno de evaporación que consume calorías; mientras que el suelo opaco concentra todo el aporte de la radiación en una capa delgada y eleva notablemente su temperatura. La media del paralelo 50° N en el mes de julio es de 18,1 °, valor

que al ser sobrepasada en los Interiores continentales indicaanomalías térmicas positivas,mientras que en el medio marino se registra la situación inversa. Pero la diferencia fundamental se observa durante el invierno, en cuanto las mismas causas mencionadas implican un mantenimiento de la temperatura del medio acuático y un marcado enfriamiento de los interiores continentales. La media de esta latitud es de o-7en enero y las anomalías positivas se registran ahora sobre el mar, mientras que en el continente son negativas y muy intensas. Obsérvese que la amplitud térmica, indicada por el grisado entre ambas líneas, está producida básicamente por el mayor enfriamiento invernal. El hecho de que se registren valores bajo cero en los interiores continentales significa que las sucesivas nevadas serán retenidas y acumuladas, y esta cubierta nival asegura el efecto dealbedo (blancura) que refleja la radiación solar hasta en un 80% y contribuye así a acentuar el enfriamiento de las capas bajas del aire. El perfil barométrico muestra una marcada inversión respecto de la temperatura. El notable enfriamiento invernal de los continentes esa y cobertura nival contribuyen a mantener centros térmicos de alta presión (anticiclones fríos de Manitoba y Siberia) y, siendo la atmósfera un elemento meteorológico continuo se producen, por co mpensación, presiones más bajas sobre el medio marítimo. En verano, al contrario, el mayor calentamiento continental produce bajas presiones térmicas (ciclones) y la presión se eleva en los mares. Este efecto de las grandes masas continentales del hemisferio norte -señalado por SCHWERDTFEGER y PROHASKA (1955)-no se repite en el hemisferio sur dada su condición oceánica. La compensación de la oscilación barométrica continente-océano explica que la marcha de la presión en las Azores, por ejemplo, acuse valores más altos enverano que en invierno, mientras que en el hemisferio sur (anticiclón de Santa Elena) la marcha es inversa. Esta evolución de la presión sobre el paralelo 50° N permite interpretarlos diferentes regímenes pluviométricos. El medio marítimo es más lluvioso y predominan las precipitaciones invernales, Gómez José Luis 06 de junio de 2016

coincidentes con las presiones más bajas, mientras que en los continentes la marcha se invierte y aparec e un período invernal de sequía y lluvias estivales. El fuerte enfriamiento invernal y la presencia anticiclónica en el interior continental inhiben las precipitaciones, mientras que su desaparición en verano favorece los desarrollos ciclónicos. El régimen marítimo de lluvias sólo alcánzalas costas occidentales y coincide con el entrecruzamiento delos valores barométricos que ilustra el perfil. De manera que las diferencias entre lo marítimo y lo continental, además de la amplitud térmica y del consabido retraso de los extremos térmicos en el medio oceánico, se evidencia también en los regímenes de la presión y de las lluvias; pero tal vez la diferencia más significativa radique en que el medio continental presenta inviernos muy fríos, con valores mensuales negat ivos y con todas las consecuencias que ello trae aparejado en el paisaje. En la Fig. 13 A hemos trazado la isoterma deo del 0 mes más frío en la costa occidental de América del Norte y en Europa, y también la isolínea de 18° de la amplitud térmica anual. La marcada aproximación entre ambas y el hecho de coincidir con la franja de cambio de los regímenes pluviométricos, nos permiten adoptar ese valor de la oscilación como límite para distinguir dos tipos básicos:

-Templado Frío marítimo(TFma) yFrío marítimo (Fma), si la amplitud térmica anual es inferior a 18°. -Templado Frío continental(TFc) y Frío continental (Fc), si la amplitud térmica anual es superior a 18°. Si también se cumplen las restantes condiciones -presencia o ausencia de temperaturas negativas y regímenes pluviales opuestosse logrará una definición más precisa, pero para la escala de nuestra clasificación la amplitud de 18°esun indicador suficiente. Los caracteres diferenciales de los dos tipos se ponen de


manifiesto de manera visible en la duración del manto de nieve, en los regímenes fluviales y en el congelamiento de los ríos y lagos. En la Fig., 13 B la duración del manto de nieve entre París y Kazán (localización del perfil en Fig. 13 A), permite señalar la estrecha correlación con las temperaturas invernales negativas, de modo que a través de estos datos térmicos podemos inferir con bastante aproximación esas características diferenciales del paisaje en la estación fría. En la Fig. 13 C,los regímenes térmicos y pluviométricos de París y de Varsovia y la marcha de los caudales del Sena y del Vístula, ilustran el contraste entre lo marítimo y lo continental. En París, con un período de reposo térmico invernal que no desciende de 0o y con una marcha pluviométrica regular, el régimen del Sena presenta una curva opuesta a la temperatura, de modo que sus bajas aguas serán

negativas durante la mayor parte del año de manera que el frío, propio de latitudes tan elevadas, le imprime un común carácter zonal que se impone sobre los posibles factores de azonalidad. Los mismos dispositivos de las costas árticas de América y Eurasia y también el con tomo antártico, siguen en sus grandes trazos las líneas de los paralelos, y no son propicios para introducir diferencias significativas en el esquema zonal. BIROT (1962) observa que en los casquetes polares, "donde existe un océano perpetuamente helado las subdivisiones en el sentido de los meridianos pierden importancia". Sólo cabría enfatizar en este medio las diferencias sustanciales entre los dos tipos ya reconocidos. El clima Polar (P), con un breve verano que sólo permite el desarrollo de la tundra, con caracteres xerofíticos, y el clima deHielo (H), con mínimas medias siempre

producidas por la mayor fluvial cuota de evapotranspiración estival; secon trata del típico régimen "pluvial-oceánico" (Varsovia, una oscilación térmica, más marcada, sobre todo por la intensidad del frío invernal -retención nival en enero y febrero-, y con lluvias típicamente estivales, ilustra un régimen continental. Los caudales del Vístula, con altas aguas en primavera por fusión nival, son representativos del régimen "nivo-pluvial" característico del centro europeo. En la Fig. 13 D los regímenes térmicos de Kazán y de Alpena (EE.UU) ilustran su relación con el período de congelamiento del río Volga y con el período libre de hielos de los Grandes Lagos, respectivamente. Si las grandes formaciones vegetales ele estas zonas térmicas no presentan rasgos diferenciales marcados, la continentalidad imprime otras características suficientes para deslindarlos dos tipos que retendremos en nuestro sistema.

por punto de congelación, determina el "desiertoártico. helado",debajo típico del de la Antártida, Groenlandia y el archipiélago

D) Climas Polares (P) y de Hielo (H) Estas zonas térmicas tienen temperaturas mínimas medias Gómez José Luis 06 de junio de 2016

E) Climas Subdesérticos (SDC y SDP) y Desérticos (DC y DF) La localización general de los climas áridos en el mapa del mundo (ver Fig. 8 C) aparece como una franja que interrumpe la continuidad de los climas húmedos y se tiene la impresión de que éstos degradarían hasta llegar a un máximo de aridez en el mismo centro de los desiertos. Podría pensarse entonces que las características propias de estos climas húmedos de la periferia se prolongarían en el ámbito árido, lo que haría posible distinguir tantas variedades como tipos climáticos limiten con el desierto. Pero, por otro lado, debe señalarse que la aridez constituye el rasgo que los define como tales; es decir, como lo enfatiza MILLER (1975), es "lo que le da aspecto parecido a todos los desiertos del mundo". En el caso de los climas Subdesérticos y Desérticos Fríos, o de latitudes medias, la existencia del invierno presupone un período de reposo térmico y también precipitaciones nivales que le imprimen un ritmo estacional propio. Los tipos Desérticos y Subdesérticos

Cálidos, o de bajas Latitudes, por carecer de reposo térmico dejan un margen más amplio para advertir la intervención de otros caracteres estacionales, pero especialmente en el borde externo donde la aridez es menos acentuada. Por estas razones introduciremos sólo una diferenciación básica en los Subdesérticos Cálidos, y páralos tipos restantes señalaremos algunas variedades menores. Dada la disposición periférica de los Subdesérticos Cálidos respecto de los núcleos de aridez, aquellos tramos que se localizan sobresu borde ecuatorial y toman contacto con el clima Cálido tropical (Ct), constituirán una forma de degradación del régimen tropical de lluvias; mientras que los situados sobre el borde polar, en contacto con el clima Templado Cálido mediterráneo (TCme), representarán una prolongación empobrecida de ese régimen. Este dispositivo geográfico permite diferenciar dos tipos opuestos:

-Subdesértico Cálido tropical (SDCt),si tiene su temporada lluviosa en el verano (corresponde a la estepa espinosa que resulta de la degradación de la sabana tropical), -Subdesértico Cálido mediterráneo. (SDCme),si tiene su temporada lluvi osa en estación fría (estepa mediterránea). Para los Desérticos Cálidos, aun cuando la irregularidad de las lluvias sea la norma, pueden reconocerse también dos variedades, según el mismo crit er io señalado, es decir, contendencia tropical y contendencia mediterránea. En los Desérticos Fríos y también en los Subdesérticos de latitudes medias pueden reconocerse variedades: una representativa de la degradación de los climas mediterráneos y otra donde se superponen el efecto continental y el monzónico y, en casos excepcionales, el régimen subpolar. Precisamente la localidad III de nuestros ejemplos sudamericanos es Puerto Santa Cruz (50° Oí' S y 68° 32' W), con un clima Subdesértico Frío (SDF)con lluvias escasas pero repartidas durante todo el año y leves máximos estivales.


Hemos sintetizado este esquema de clasificación en la Fig. 14 A, en el cual se integran algunos criterios expuestos por DE MARTONNE; KOEPPEN, MILLER, BAGNOULS y GAUSSEN y algunos otros que señalamos en cada caso particular. Se indican en esta síntesis cada una de las etapas de división y sus respectivos valores críticos, los nombres y abreviaturas utilizadas para individualizar cada tipo climático y las grandes formaciones vegetales asociadas. No están incluidas las variedades menores que hemos descripto en cada caso, pero ellas pueden diferenciarse como tales si la escala de trabajo lo requiere. Si retenemos los valores críticos de esta clasificación y aplicamos, paso a paso, cada una de las etapas de división, estaremos en condiciones de individualizar cada tipo climático partiendo de la

esenciales y las condiciones generales de los paisajes geográficos que corresponden a cada uno. Al iniciar este capítulo observábamos que el mapa climático sería un derivado de la superposición de los resultados cartográficos obtenidos en cada etapa de división y subdivisión. En la Fig. 15 A el mapa nos muestra esa superposición, es decir, la distribución general de los diversos climas del planeta, el modo como se repiten en el espacio con caracteres semejantes -lo que implica la presencia de factores comunes-, la sucesión entre lo húmedo y lo árido, entre lo más cálido y lo más frío y entre lo regular y lo estacional. Si el "modelo geográfico es una estructuración simplificada de la realidad", corno lo destacan R. J. CHORLEY y P.HAGGET (Modelos Físicos e de Informação em Geografia, 1975), el mapa climático obtenido constituirá un modelo, en cuanto también es el resultado de un proceso de simplificación de un universo de datos que representan una realidad más compleja. Avanzando más en la simplificación, para formarnos una idea más clara y acabada "de lo sistemático que es el orden de los climas en el planeta" -como lo señala KOEPPEN (1948) y como lo propone CLAVAL- podemos imaginarnos un continente ideal que represente en forma reunida el conjunto de las masas continentales del mundo. Para construirlo partimos de la proporción de tierras y mares en cada latitud y adaptamos a ese continente hipotético los límites climáticos obtenidos con el sistema propuesto. En la Fig. 15 B hemos ilustrado la distribución de los climas sobre ese continente ideal. Se trata en este caso de un "modelo analógico", en cuanto es sólo una aproximación que no puede tener en cuenta todos los detalles del mapa srcinal, pero es precisamente esa actitud sintética y selectiva en su elaboración lo que nos permite poner de relieve los aspectos fundamentales de la realidad, es decir, la estructura climática del globo. La simple observación de este esquema nos informa acerca de la

información térmicahabilitados y pluviométrica de nuestro anexo estadístico, y también estaremos para describir suscaracteres -

organizacióncomunes de los climas sobre las de masas las las características y diferenciales cada continentales, área del planeta,

4. La síntesis: el mapa climático y el modelo planetario

Si ahora incorporemos esta tercera etapa de división a nuestro esquema clasificatorio habremos reconocido 15 tipos climáticos básicos, es decir, un número de unidades adecuado al grado de generalización que nos propusiéramos en función de los objetivos enunciados:


relaciones de cada tipo con aquellos que lo rodean y, a la vez, nos plantea el problema de las causas que srcinan tal dispositivo geográfico. Para tratar de resolver este problema podemos recurrir al vasto arsenal de conocimientos de la Climatología, pero sin que ello implique una exposición sistemática de esos conocimientos, sino solamente de aquellos que sean necesarios para la comprensión de ese dispositivo geográfico.


CAPÍTULOIII LOS ELEMENTOS DE LA EXPLICACIÓN

1. Puntos de partida

Los trazos principales delinteractúan mapa climático tienen su srcen un complejo proceso en el cual la radiación solar, en en cuanto fuente de energía calórica, y la atmósfera, los océanos y los continentes como destinatarios de esa energía y como agentes de su transformación. De esa interacción resultan las condiciones térmicas, las diferencias de presión, los vientos y las precipitaciones, es decir, todas las manifestaciones del clima que directa o indirectamente producen consecuencias geográficas sustantivas. Un medio de aproximarnos a la comprensión de ese proceso lo ofrece el estudio de las masas de aire, en cuanto éstas constituyen grandes unidades que sintetizan esas manifestaciones y nos permiten abordarlas en sus conjuntos naturales. Como lo señalara PEDELABORDE (1957), "la masa de aire es una elaboración geográfica". En efecto la atmósfera no es un medio homogéneo sino que en ella se pueden reconocer porciones diferenciadas en función de las propiedades de superficie subyacente: no tendrá los mismos caracteres, por ejemplo, el aire estacionado sobre el Ártico que aquel que se encuentra sobre el Sahara, en la cuenca amazónica o en el mar Caribe. Gómez José Luis 06 de junio de 2016

Precisamente,la masa de airese define como gran cuerpo o porción de la atmósfera cuyas propiedades físicas, especialmente temperatura y humedad, son más o menos uniformes en una extensión horizontal de varios centenares de kilómetros. Esa homogeneidad nos índica que los cambios en su interior son mucho más pequeños que aquellos que se observan cuando atravesamos el límite entre dosmasas vecinas. La franja intermedia, o de separación entre una y otra, se manifiesta por una discontinuidad relativamente estrecha llamada "zona frontal o frente". Estos límites, como lo enfatiza PETTERSSEN (1968), son inseparables del mismo concepto de masa de aire, y constituyen la sede de lasgrandes perturbaciones que imprimen sus características al clima. En la Fig. 16 A, la situación sinóptica de la Argentina el día 12 de agosto de 1953, ofrece un ejemplo en el cual podemos diferenciar el área de dominio de una masa Tropical, en el norte del país, - activada por el anticiclón del Atlántico, y una irrupción de aire Polar desde el sur, moviéndose sobre una cuña de alta presión que se proyecta desde el Pacífico. Entre ambas se define una zona frontal activa. El contraste entre esas masas se pone en evidencia en la Fig. 16 B, mediante el perfil que va desde Formosa hasta Gobernador Costa, y representa la temperatura del aire y el contenido de humedad expresado mediante el punto de rocío. Obsérvese que el aire cálido y húmedo procedente del norte y el aire Polar, frío y seco, quedan delimitados por esa zona frontal, es decir, por el quiebre del gradiente meridional que se localiza entre Rosario y General Villegas, Hacia el norte y hacia el sur los valores son más uniformes dentro ele cada masa, como los expresa la definición, y las condiciones del tiempo en el frente y a ambos lados difieren notablemente. La zona de confrontación está formada por un frente frío, que marca la avanzada del aire Polar (masa activa) desalojando a la masa cálida, y un frente caliente, sobre el Atlántico, donde el aireTropical asciende activamente sobre el sector frío de la zona


depresionaria. En la Fig. 16 C el perfil (a - b) sobre la zona frontal, muestra el desarrollo vertical del encuentro: aire polar penetrando como una cuña debajo del aire tropical y éste ascendiendo por sí mismo sobre la suave rampa que se forma en el frente cálido. Se trata de la típica conjunción meteorológica en laque intervienen: baja presión, convergencia en superficie, movimientos ascendentes, condensación y mal tiempo. Desde el punto de vista dinámico estas masas de aire constituyen una generalización de los sistemas de vientos y no existen diferencias sustanciales entre ambos conceptos. Obsérvese en el mapa sinóptico que las direcciones de los vientos en superficie, en cada estación meteorológica, son diferentes, pero constituyen manifestaciones internas de los grandes flujos atmosféricos que conforman cada masa de aire, y éstos pueden ser representados mediante los vientos geostróficos,es decir, por aquellas corrientes paralelas a las isóbaras que se observan en niveles próxim os a los 1.000 metros de altura, allí donde el efecto del roce o de la fricción con la superficie terrestre es mínimo y por ello el desvío producido por la rotación de la Tierra (fuerza de CORTOLIS) llega a un máximo. La Fig. 16 D ilustra esta relación mediante un esquema de los vientos en superficie y en altura que circulan en la zona frontal. Los caracteres del tiempo en el interior de cada masa dependen de las condiciones que les imprimen las fuentes de srcen y de las transformaciones que sufren durante su traslado. Para que el aire adquiera las características físicas de la región de srcen se requiere una permanencia más o menos larga que le permita adaptarse al sustrato, de allí que las "fuentes o manantiales de masas de aire" sean aquellas áreas de escaso dinamismo, como son los grandes anticiclones -focos de divergencia o de movimientos hacia afuera-; mientras que los ciclones son centros de convergencia de masas diferenciadas. Dado que el calor procedente del sol es reflejado por la

fracción restante se invierte en el calentamiento de la superficie terrestre (54%). Mediante la irradiación de onda larga y los movimientos convectivos del aire, con procesos de evaporación y condensación, la Tierra produce el calentamiento de la atmósfera (36%), de manera que la mayor parte del calor que recibe el aire -más de dos tercios- le es suministrado desde abajo por el sustrato terrestre. Esto explica que la temperatura disminuya con la altura a medida que nos alejamos de la fuente de calor hasta llegar al nivel de la tropopausa, es decir, al nivel máximo alcanzado por el efecto calorífico de la tierra (Cf, BYERS, 1959) La Fig. 16 E ilustra esta disminución de la temperatura con la al tura hasta la tropopausa (18 Km en el ecuador, 11 Km en latitudes medias y 6 Km en los polos), a partir de la cual la temperatura se mantiene constante o aumenta. La capa inferior, otroposfera, es la sede donde se desarrollan los procesos del tiempo: movimientos verticales, condensación, nubosidad y precipitaciones; mientras que la tropopausa forma una especie de "techo" para esos movimientos verticales. En la Fig. 16 F ilustramos el desarrollo de un área donde confluyen corrientes en superficie, de modo que ese movimiento convergente, con acumulación de aire en niveles bajos deberá resolverse mediante el ascenso hasta llegar, como máximo, a la altura de la tropopausa donde se producirá divergencia. Estos movimientos entrañan necesariamente baja presión, es decir,son los movimientos típicos de losciclones o depresiones dinámicasgenerados por la convergencia de corrientes en niveles inferiores o por divergencias en altura. El ascenso implica enfriamiento, condensación y mal tiempo, y por ello es necesario insistir en que la causa principal delas precipitaciones est á ligada a estos movimientos ascendentes y a los que produce el efecto orográfico En la Fig. 16 G hemos ilustrado el caso opuesto: la divergencia en superficie crea un vacío relativo en niveles bajos que favorece el

atmósfera en un 31% y ésta sólo es capaz de absorber un 15%, la

movimiento descendente aireEste (subsidencia) ello a su vez producirá convergencia en del altura. movimiento ydescendente


va unido a la alta presión, es decir, a la circulación propia de los anticiclones:el descenso y el recalentamiento dinámico por compresión, tiende a bajar la humedad relativa y disípalas nubes, de lo cual resulta la sequía. Precisamente las áreas de mayor aridez de la tierra ysobre todo aquellas situadas sobre los mares tropicales, están srcinadas en estos movimientos subsidentes. Las diversas condiciones térmicas del sustrato sobre el cual se desplazan las masas de aire introducen modificaciones importantes en su estratificación. En la Fig. 16 H hemos representado dos columnas de aire, una situada en un área fría y otra en un ámbito cálido. En la primera, las partículas del aire enfriado tienden a acumularse en niveles bajos, y en la columna cálida esas partículas se difunden en altura por dilatación; de ello resulta que la presión disminuye más lentamente con la altura en el aire cálido que en el frío. A nivel del mar (nivel a en la figura) la presión será más alta en la base de la columna fría, pero en un nivel intermedio de la troposfera (nivel b) la presión será mayor en la columna cálida. Esto explica, por ejemplo, que las depresiones térmicas, que se forman en verano sobre los continentes recalentados, desarrollenen altura anticiclones, cuya subsidencia impide el ascenso y dificulta el proceso que genera las lluvias. Estos movimientos verticales son de fundamental importancia en la explicación de los climas y nos permiten enfatizar las diferentes consecuencias que producirán los centros de accióntérmicos y los centros dinámicos. El aire que forma las diversas masas se dispone en capas ordenadas según su densidad y esta estratificación presupone un equilibrio en el cual intervienen la presión, la temperatura y el contenido de humedad. Pero ese equilibrio puede ser alterado a través de los efectos que generan las diversas condiciones del sustrato. Si el aire se desliza desde su fuente de srcen a un área más fría (hacia altas latitudes o a un continente en invierno) tenderá a enfriarse en su base, es decir, cede su calor al sustrato más frío, y de este modo el gradiente vertical

serán más densas todavía. En la Fig. 16 I se ilustra este caso, que corresponde al aire estable, enfriado en su base, condición que inhibe los movimientos de ascenso y con ello las posibilidades de precipitaciones. El aire estable se caracteriza por nubes de poco desarrollo vertical y gran extensión horizontal (estratos), condensación en niveles bajos (nieblas o débiles lloviznas) y escasa mezcla vertical por ausencia de convección, lo que retiene e polvillo atmosférico y da lugar a las brumas. Un proceso inverso se produce cuando la masa se traslada hacia ámbitos más cálidos (a latitudes más bajas o a los interiores continentales en verano). El calentamiento de las capas inferiores -recibe calor del sustrato caliente- como lo ilustra la Fig. 16 J produce inestabilidad, es decir, las condiciones que favorecen e ascenso y con él la condensación, nubes de desarrollo vertical y mal tiempo. Los procesos que aquí hemos descripto sumariamente, sin dudas presentarán distribuciones espaciales y matices estacionales diferentes y ello nos impone conocer, por lo menos, dos imágenes representativas del ciclo anual, que nos informen sobre las situaciones extremas, para intentar luego reunirías mediante una síntesis que nos aproxime a una geografía genética de los climas.

se alterará y sus capas inferiores

del tiempo en cada área del planeta.


2. La tierra y la atmósfe ra en enero (invierno boreal y verano austral)

Para obtener una imagen integrada de los procesos estacionales podemos partir de las condiciones que presenta el sustrato terrestre y así determinar la extensión y los caracteres de las masas de aire -como lo hace PETTERSSEN (1968)- y a través de éstas y de sus zonas de contacto advertir las causas generales de las (precipitaciones y de su distribución geográfica, es decir, las características

A) Condiciones del sustrato terrestre en enero La superficie de la Tierra presenta vía calentamiento irregular que deriva de la latitud, de sus propios contrastes internos -especialmente la oposición entre continentes y océanos-, y también del efecto de las corrientes marinas que trasladan el calor. En la Fig., A hemos tratado de condensar los aspectos más destacados de la superficie, durante el invierno boreal y el verano austral, en cuanto factores determinantes de la capa de aire que la recubre. El sol se encuentra culminando en las proximidades del trópico de Capricornio y la noche polar proyecta sus sombras sobre el casquete Ártico. El mapa incluye las isotermas de la temperatura del aire y de la superficie del mar, de modo que su comparación permitirá distinguir las áreas donde el agua es más caliente que el aire (áreas de inestabilidad) y aquellas otras donde se verifica la relación inversa (estabilidad). En el ámbito marítimo hemos señalado las extensiones cubiertas por hielos, las corrientes superficiales frías y calientes y las zonas costeras afectadas por la surgencia de aguas frías de profundidad (fenómeno de impulsión). Los circuitos que describen las corrientes marinas son indicativos de los movimientos del aire en torno a los centros de acción (ciclones y anticiclones semipermanentes) y de los vientos dominantes en cada zona. En los continentes hemos destacado las superficies con precipitaciones inferiores a 50 mm en el trimestre diciembre-febrero, es decir, con un suelo seco,incapaz de proporcionar agua al aire por evaporación; y también las áreas cubiertas de nieve durante 2 a 3 meses. Estas condiciones de superficie intervienen en la elaboración de las grandes masas de aire, que se organizan según zonas determinadas por la latitud y con diferenciaciones internas provocadas por la distribución de tierras y mares.

B) las masas de aire en enero En la Fig. 17 B hemos indicado las áreas de srcen de las diversas masas de aire, mediante una adaptación simplificada de los mapas srcinales de PETTERSSEN (1968) para el hemisferio norte y de J. GENTILLI, (Air masses of the Southern Hemisphere. 1949) para el hemisferio sur, también se destacan las principales zonas frontales y los grandes flujos atmosféricos. Cabe advertir ue q la cartografía de las masas de aire es sólo una aproximación que tiene en cuenta básicamente las condiciones del sustrato, por cuanto sus límites -las zonas frontales- son fenómenos esencialmente dinámicos que cubren amplias franjas de desplazamiento. Se trata por ello de un esquema muy general cuya mayor utilidad consiste en ayudarnos a distinguir los grandes individuos atmosféricos en relación a sus causas geográficas. a) La masa Ártica (A) cubre toda la extensión del mar glacial y se adapta a las especiales condiciones de su superficie. Los hielos marinos que cubren el Ártico están formados por extensas placas de poco espesor, que alcanzan una superficie del orden de los 18 millones de kilómetros cuadrados al finalizar el invierno. Estos hielos flotan sobre aguas poco densas, de baja salinidad, por el aporte de la fusión nival y de las aguas de deshielo que le aportan los ríos americanos y eurasiáticos. Las aguas saladas y densas de la "Deriva Nordatlántica", srcinadas en la corriente del Golfo, se hunden debajo de los hielos marinos y penetran en el mar glacial formando una capa cálida entre los 200 y 800 metros de profundidad. Este aporte térmico del Atlántico es tan considerable que, a través del hielo, el calor se eleva en la atmósfera y calienta el aire del Ártico durante, la noche polar en sus capas bajas; de allí que su temperatura, aún en pleno invierno, sea mayor que las registradas en los bordes septentrionales de los continentes. Las conocidas mínimas de Verkhoyansk, inferiores a .50 ° bajo cero, se registran a 67° 33" N. Este efectogenerados hace desaparecer prácticamente el anticiclón Ártico y los vientos en las



altas presiones continentales convergen hacia el mar glacial. De allí que el límite de esta masa se ajuste al contorno continental. En el otro casquete polar, la masa Antartica (AA), asentada sobre el continente helado, presenta caracteres distintos en cuanto el intenso enfriamiento de sus capas bajas produce una marcada estabilidad, con subsidencia y divergencia en superficie. b) Las masas Polares continentales (Pe)alcanzan en enero una gran extensión en América del Norte y Eurasia, que va desde el borde Ártico hasta el límite sur de la cobertura nival. El perfil zonal sobre el paralelo 50 ° N, descripto en el capítulo anterior (Fig. 12), nos permite enfatizar los caracteres de la masa Pe y sus diferencias con el aire marítimo a igual latitud. El estancamiento anticiclónico (centros de Manitoba y Siberia) y el fuerte enfriamiento de las capas bajas en contacto con el suelo nevado, generan una inversión térmica entre los 1.000 y 1.500 metros de altura, que le asegura una marcada estabilidad, con cielos despejados, con algunos estratos bajos y, eventualmente, ligeras nevadas. El movimiento en torno a los anticiclones continentales, desde el norte hacia el sur en sus bordes orientales ("directo") y desde el sur en sus márgenes occidentales ("retrógrado"), favorece la irrupción de olas de frío en los sectores del este, tales como la cuenca del Mississippi hasta el golfo de Méjico en América del Norte, y el oriente asiático más allá del Himalaya, que forma su barrera de contención meridional. Al salir de su fuente de srcen y avanzar hacia latitudes más bajas el aire Pe se calienta en su base, se hace inestable, y los movimientos convectivos contribuyen a la mezcla vertical a su desnaturalización. Este proceso explica que las masas frías, en general, se transformen más rápidamente que las calientes cuando salen de sus fuentes. En el hemisferio sur no existe un equivalente por el escaso desarrollo continental, pero el aire patagónico-sin alcanzar tempe-

que ha sido secado por el ascenso orográfico de los Andes. c) Las masas Polares marítimas (Pm)cubren los sectores oceánicos en las mismas latitudes de la masa Pc. Durante el invierno, el mar más caliente y las bajas presiones que le son propias, producen una masa templada y húmeda en sus capas bajas, inestables, con fuertes perturbaciones y lluvias o nevadas intensas. Por tratarse de una zona depresionaria, a la que convergen aportes de diverso srcen, algunos autores distinguen masas transicionales y sectores de mezcla, o bien desdoblan la masa Pm en una variedad fría al norte de 50° N y otra más cálida al sur. Siendo dominantes en esta zona los vientos occidentales, el aire Pm se proyecta sobre los litorales del oeste, pero al deslizarse sobre un sustrato cada vez más frío tiende a estabilizarse, pierde su efectividad pluvial y aparecen los estratos y las nieblas características.

raturas tan bajassemejanzas con del la masa Pe; se trata en su srcen de airetiene Polaralgunas marítimo proveniente Pacífico pero

piosas precipitaciones.


En América del Norte la masa Pm del Pacífico es contenida por las cadenas costeras y los Rocallosos, que limitan su acción pluvial al borde occidental y producen su transformación a sotavento. En su srcen la masa Pm se compone de aire continental que al entrar a los mares se calienta y absorbe humedad muy rápidamente hasta la mitad inferi or de la troposfera; por el lo en las partes orientales de los continentes se presenta como una masa "reciente", sobre todo cuando las depresiones que se forman en esas costas hacen circular el aire entre ambos medios, aunque penetrando muy poco hacia el interior. En el hemisferio sur la masa Pm cubre la zona comprendida entre los 40° y 60° S sobre la extensa superficie de los mares australes, y sólo alcanza a afectar los extremosmeridionales de América y Nueva Zelandia. Este flujo, coincidente con los vientos del oeste, resultaría de la transformación y mezcla de masas Antárticas (AA) y Tropical marítimas (Tm) dentro de las depresiones migratorias que caracterizan la periferia antártica. Dadala mayor humedad que contienen y esas constantes perturbaciones esta masa genera co-

d) Las masas Tropicales continentales (Tc) ocupan la franja de las Altas Presiones Subtropicales, pero están restringidas a las áreas más secas de los interiores continentales, y por ello son muy calientes y con baja humedad en una capa profunda. La circulación anticiclónica y la subsidencia en altura inhiben las posibilidades de lluvias. Su mayor desarrollo lo alcanzan en el norte de África, en Arabia y en la Lidia, donde los vientos de srcen continental son notablemente secos, como es el caso del monzón invernal. En América del Norte ocupan los desiertos del sudoeste de Estados Unidos y del norte de Méjico. En el hemisferio sur la masa Tc se localiza al pie de los Andes, en el interior árido de Argentina y Bolivia, también en el sudoeste de África y en el centro-oeste de Australia, Como se trata del verano en este hemisferio, el aire caldeado en superficie es inestable, pero el lento presión arriba genera no anticiclones de alturadecrecimiento y subsidencia,delolaque unidohacia a la baja humedad favorece los procesos pluviales. La sequía, la subsidencia en altura, la alta radiación diurna y el enfriamiento nocturno son las características en su fuente de origen. e) Las masas Tropicales marítimas (Tm) seelaboran en las células subtropicales de altas presiones, es decir, sobre los mares cálidos. En el interior de estas células el tiempo es de calma y el cielo claro, con los típicos movimientos descendentes que impiden la nubosidad y las precipitaciones; pero en su periferia deben diferenciarse dos sectores al este y al oeste de los anticiclones en función del sentido de la circulación. En las partes orientales el aire se mueve de latitudes más altas a más bajas, o sea aire fresco cuyo impulso srcina corrientes marinas frías (corrientes de California y de Humboldt en las costas americanas y de las Canarias y Benguela en las Africanas). Dado que estos vientos son paralelos a las costas, las aguas superficiales son arrastradas mar adentro por la desviación que le imprime la fuerza de Coriolis, y ello genera el ascenso de aguas frías de profundidad en la -

proximidad de las costas y fuertes anomalías negativas de la temperatura. El enfriamiento en las capas inferiores produce aire estable (Tme) en los bordes orientales, con una inversión entre los 400 y 800 metros de altura (inversión del alisio), que limita el aire seco de arriba respecto del húmedo y estable de superficie, sólo capaz de producir nieblas y estratos bajos, pero no lluvias. Precisamente en estas franjas, que corresponden a los llamados "desiertos costeros", se registran las más bajas precipitaciones del mundo, incluso su ausencia total, aunque la apariencia del paisaje no sea tan extremada por el efecto de las nieblas. En los bordes occidentales de los anticiclones, con vientos que soplan desde latitudes más bajas a más altas ("alisios de retorno"), el aire caliente y las corrientes marinas cálidas que ellos impulsan, hacen que la humedad penetre a mayores alturas y el nivel superior de subsidencia del alisio se encuentre más elevado. Esta masa inestable (Tmi), forjada en una larga permanencia en el mar, produce lluvias en las costas orientales de los continentes, especialmente cuando se ve forzada por el ascenso orográfico, como son los casos de América Central e islas montañosas del Caribe, el sudeste asiático, las costas orientales del Brasil, de África, Madagascar, Australia y Nueva Guinea. Estos efectos pluviales son mayores en el verano de cada hemisferio, cuando la inestabilidad se acentúa sobre los continentes. f) La masa Ecuatorial (E) tiene su srcen sobre los flancos ecuatoriales de los anticiclones oceánicos y se identifica con los vientos alisios de ambos hemisferios que confluyen sobre la C1T. En esta zona, con diferencias térmicas poco marcadas, resulta difícil aplicar la noción de masa de aire y establecer límites definidos; por ello en algunas clasificaciones se omite la masa E y se la incluye en el área de la masa Tm. Las perturbaciones que se producen en la zona de convergencia obedecen a las direcciones opuestas de los vientos de cada hemisferio, más que a los contrastes térmicos. Tampoco es fácil establecer diferencias entre una masa -



La frecuencia con que actúan las masas de aire en cada lugar dejan una impronta en las características generales del tiempo y ello se hace particularmente evidente en la distribución geográfica

DURAND DASTES (1969)- es particularmente importante comprender las trayectorias de las perturbaciones (depresiones dinámicas) cuyos frentes son en buena parte responsables del tiempo que hace". ciclogenéticas(lugares donde se En el hemisferio norte las áreas srcinan las depresiones dinámicas) se localizan en sectores preferenciales: costas orientales de EE.UU y de Asia, allí donde convergen masas de aire y corrientes marinas cálidas y frías, además del contraste océano-continente, que generan un intenso gradiente climático. Esas depresiones evolucionan a medida que se desplazan al nordeste y llegan, en su fase de oclusión (llenado de la depresión), a las costas noroccidentales de los continentes. Otro foco ciclogenético está en el mar Mediterráneo, cuyas aguas cálidas entran en contacto con masas de aire frío y cálido procedentes del norte y del sur. Allí

y enPara el régimen lasefectos precipitaciones. señalar de esos hemos reunido en la Fig. 18 A los grandes factores que generan o inhiben las precipitaciones y que se encuentran ligados a las masas de aire (mapa simplificado a partir de los srcinales de PETTERSSEN, 1968; MILLER, 1975 y DURAND DASTES, 1969). En la Fig. 18 B ilustramos la distribución de las precipitaciones en el trimestre diciembre-febrero (mapa simplificado de MOLLER, en BARRY y CHORLEY, 1972). De la comparación de ambos mapas se ponen de manifiesto tres grandes franjas productoras de precipitaciones: -Áreas ciclónicas del Atlántico, del-Mediterráneo y del Pacífico -Convergencia Intertropical. -Zona de los ciclones australes. Entre los factores azonales que afectan este esquema se distinguen algunas áreas lluviosas allí donde se desarrollan procesos de inestabilidad estival, por calentamiento continental, y sectores con precipitaciones orográficas o de tipo monzónico, srcinadas por vientos marítimos que se abaten sobre las costas. "Para la explicación geográfica de los climas -observa -

se formahacia el "frente mediterráneo" y sus depresiones móviles se dirigen el Caspio y el sur asiático. Los anticiclones continentales de América del Norte y de Siberia actúan como factores de oposición que fraccionan las zonas de desarrollos ciclónicos e impiden su penetración a los interiores. Cabe observar que las bajas presiones que nos muestran los mapas barométricos promedio, ciclón de Islandia y de las Aleutianas son solamente el resultado de un efecto estadístico -mayor frecuencia de pasajes- de aquellas células dinámicas srcinadas en las fachadas orientales de los continentes en su tránsito hacia el nordeste. La Convergencia Intertropical, sometida afrecuentes oscilaciones hacia el norte y el sur, parece más estática sobre el Atlántico y sobre el Pacífico oriental, mientras que en los interiores continentales se diluye y sus efectos pluviales se confunden con la inestabilidad que produce el sustrato más caliente. Sólo en el Indico se la encuentra notablemente desplazada hacia el sur, allí donde se hace sentir la oposición entre la masa continental asiática enfrentada al otro lado del ecuador por un mar cálido. La zona ciclónica del hemisferio sur tiende a desarrollarse en la franja de contacto de las aguas cálidas subtropicales hacia los 50° S.

continental y otra marítima, ya que al desplazarse sobre aguas cálidas o sobre zonas selváticas los resultados son semejantes y ello se refleja en una activa conducción del calor y de la humedad hacia arriba, con nubes de gran desarrollo vertical (Cúmulus-Nimbus). Precisamente el alineamiento de esas masas nubosas denuncia las posiciones de la CIT, en cuanto ésta, en definitiva, es aire ascendente productor de grandes volúmenes de lluvia. c) El sustrato, las masas de aire y sus efectos


con las Subantártica, enfriadas por la fusión estival de los hielos. Estas depresiones evolucionan hacia el sudeste hasta llegar a los bordes antárticos donde se estacionan o se disipan. Este esquema sumario de factores y las condiciones propias de cada masa de aire permiten una explicación satisfactoria del mapa pluviométrico, tal vez más simple y directa que la ofrecida por los mapas medios estacionales de la presión atmosférica, en cuanto éstos no establecen diferencias entre los centros de acción térmicos y dinámicos. 3. La tierra y la atmósfera en julio (verano boreal e invierno austral)

El cambio de pero una estación otrael se acentúa notablemente en ela hemisferio norte se atenúaa en hemisferio sur y ello se debe la fuerte influencia de la desigual proporción de tierras y mares y a la oposición del mar Ártico respecto del continente Antártico.

A) Condiciones del sustrato terrestre en julio La Fig. 19 A incluye las mismas variables de la Fig. 17 A y sintetiza las condiciones de la superficie terrestre en este período. Las diferencias más significativas en el medio continental consisten en la desaparición de la cubierta nival en América del Norte y Eurasia, salvo en Groenlandia, en las islas altas del archipiélago Ártico canadiense y también en la Antártida, donde los mantos helados se mantienen todo el año. También se destaca la expansi ón de las áreas secas, especialmente en el hemisferio sur. En el ámbito marítimo se observa la oposición estacional de los campos de hielo, con retracción en el Ártico y expansión sobre los mares antárticos. El esquema de las corrientes oceánicas no evidencia variables sustanciales, excepto ciertos desplazamientos latitudinales propios de la estación, y el cambio de direcciones que se opera Gómez José Luis 06 de junio de 2016

en el norte del Indico, afectado ahora por los vientos monzónicos marítimos y por el paso de los alisios del hemisferio sur al norte del ecuador. El trazado de las isotermas revela el mayor calentamiento de las masas continentales en el hemisferio norte respecto de los mares; mientras que en el hemisferio sur se observa la relación contraria, aunque más atenuada.

B) Las masas de aire en julio En la Fig. 19 B hemos indicado las áreas de dominio de las masas de aire según las mismas fuentes y condiciones mencionadas para la Fig. 17 B. En ella se advierten los cambios más importantes, correlativos de los producidos en el sustrato.

a) La masay Ártica ha sufrido respecto del invierno un sobre proceso de expansión su límite(A)meridional ha avanzado hacia el sur la franja septentrional de América del Norte y de Eurasia. Este aparente contrasentido -expansión de la masa fría en verano- tiene su explicación en el comportamiento térmico y dinámico del mar glacial. La fusión de los hielos fue reduciendo la cubierta glacial hasta llegar a unos 10 millones de kilómetros cuadrados al finalizar el verano. El aporte continuo de radiación durante el día polar no es suficientepara elevar su temperatura, no sólo por la gran inclinación de los rayos solares y por la reflexión que produce la cubierta nevada o helada, sino porque son consumidos por los procesos de fusión. Este consumo de calor hace que la temperatura no pueda subir sensiblemente de 0o C, mientras que el entorno continental, liberado de la-capa de nieve, acusa un calentamiento más intenso. Este contraste térmico vigoriza el anticiclón del Ártico durante el verano y permite proyectar los vientos polares sobre el norte de los continentes, ocupado por presiones más bajas; es decir, un sistema de vientos "semejante a los monzones" (CF. FLOHN, 1968), pero obviamente en este caso se trata de aire marítimo frío, "estable, con nieblas que invaden el norte de los continentes y reducen su temperatura en pleno verano.


La masa Antartica (AA), en esta estación, se ensancha sobre la mayor cubierta de hielos de los mares australes, con temperaturas muy bajas y gran estabilidad. h) Las masas Polares continentales (Pc)del hemisferio norte ven reducido notablemente su dominio debido al mencionado avance desde el norte de la masa Ártica y ala expansión desde el sur del aire caliente (Te) eme alcanza hasta el paralelo 50° N. Como el sustrato continental se encuentra libre de nieves, su temperatura es mayor que la del aire y ello genera inestabilidad, movimientos ascendentes y formación de cúmulus, aunque poco desarrollados por la encasa humedad y por la subsidencia anticiclónica arriba de los 2.000 metros. En síntesis, una masa seca, con temperatura moderadamente baja y lluvias escasas, aunque más abundantes que en la estación fría.

meridionales de África, Australia y Nueza Zelandia. Sualta humedad y la circulación ciclónica característica incrementan su capacidad pluvial. d) Las masas Tropicales continentales (Tc)tienen una tendencia a la expansión en el verano boreal por el mayor calentamiento continental y su representantemás conspicua se extiende desde el Sahara hasta Mongolia. Se trata de una masa muy cálida y seca que, en este caso particular, cubre varios cuerpos de agua significativos como los mares Mediterráneo, Negro y Caspio, que son fuentes de activa evaporación; sin embargo, por encontrarse cubiertos por un sistema de aire subsidente en altura ello impide la condensación, mantiene el cielo claro y la sequía (Cf. PETTERSSEN, 1968). En el hemisferio sur cubre las áreas secas de los interiores continentales, en la franja donde los anticiclones oceánicos se sueldan

La versión sudhemisférica del aire Pcse encuentra representada por el aire patagónico que, en las enfriadas mesetas, se presenta muy estable. Los empujes: hacia el norte, canalizados entre los Andes y el oriente brasileño, pueden llegar hasta latitudes muy bajas, con intensas heladas, pero con duración limitada por el calentamiento progresivo y su consecuente desnaturalización. c) Las masas Potares marítimas (Pm)también se retraen en verano del hemisferio nortehacia mayores latitudes, conjuntamente con los ciclones que se desarrollan en su seno. En el medio marítimo, ahora más frío, alcanzan mayor estabilidad (Pme), con cielo despejado y buen tiempo; pero al ingresar en los continentes más caldeados, la inestabilidad genera grandes Cúmulus y Cúmulus-Nimbus con tormentas y lluvias, especialmente en los flancos montañosos de barlovento (Pmi). En el hemisferio sur se la encuentra desplazada hacia latitudes más bajas y forma una extensa zona que afecta el litoral chileno hasta los 30°S, los países del Plata -donde coincide con la principal área ciclogenética de América del Sur (Cf. O. RIVERO y S. BIS-

en altura sobre los continentes y la subsidencia de esos niveles genera baja nubosidad y aire relativamente caliente y seco. e) Las masas Tropicales marítimas (Tm) ofrecen un esquema semejante al descripto para el mes de enero, es decir, se forman sobre las células oceánicas de altas presiones y presentan los mismos Contrastes al este (Tme) y al oeste (Tmi), pero naturalmente se encuentran algo desplazadas hacia el norte. La masa Tmi penetra más profundamente en el sudeste de América del Norte y de Asia, llevando consigo un calor sofocante y alto contenido de humedad, que unido a la inestabilidad propia del medio continental produce lluvias abundantes. En el medio marítimo son frecuentes las perturbaciones que se forman en el seno de esta masas (Ondas del Este de los alisios), con convergencias internas y lluvias. La masa Tme también avanza hacia el norte y se hace notar especialmente en la costa pacífica de los Estados Unidos. En el hemisferio sur la masa Tmi se encuentra desplazada hacia el norte, ocupando los espacios que le ha dejado libre el aire Ecua-

CHOFF, Ciclogénesis, y distribución de depresiones en los océanos Atlántico y movimiento Pacífico, 1971)los extremos

torial. En las costas occidentales la masa Tme llega con sus efectos desecantes hasta la misma línea ecuatorial.


f) La masa Ecuatorial (E) no presenta cambios significativos en sus condiciones internas por cuanto el sustrato varía poco en las bajas latitudes, pero se ha producido un cambio de posición por el empuje más intenso de los alisios del hemisferio sur, especialmente en el sudeste asiático donde los vientos del Indico (monzones) llegan hasta el flanco meridional del Himalaya. En esta masa se destacan zonas de calma (doldrums),que alternan con otras de violentos enfrentamientos y perturbaciones, como es el caso de los ciclones tropicaleshuracanes ( en el Caribe,tifones en los mares de la China, baguios en Filipinas, willy-willies en Australia), que se forman al finalizar el verano de cada hemisferio, cuando las temperaturas del mar alcanzan sus máximos valores. Estas perturbaciones, cuyos desplazamientos siguen las trayectorias de los alisios de retorno, afectan las costas orientales de los continentes en bajas latitudes, a partir de cierta distancia del ecuador donde se hace sentir la fuerza de Coriolis. La excepción está en América del Sur, donde las aguas oceánicas no alcanzan las temperaturas adecuadas a esos procesos por estar más abiertas a las influencias meridionales. c) El sustraía, las masas de aire y sus efectos En las Figs. 20 A y 20 B hemos representado las distribuciones de este período según las mismas características y fuentes señaladas para las Figs. 18 A y 18 B. En el hemisferio norte el cambio fundamental que ofrece el verano reside en la mayor continuidad y zonalidad de las áreas ciclónicas del Atlántico y del Pacífico por la desaparición de las altas presiones térmicas invernales; y de ello deriva la mayor penetración de la zona lluviosa del Frente Polar en el interior asiático, reforzada por procesos de inestabilidad. También debe señalarse la desaparición de las depresiones del Mediterráneo y el alejamiento del Frente Polar hacia el norte. La Convergencia Intertropical, también desplazada al norte, produce una faja continua de precipitaciones que se refuerza en el Gómez José Luis 06 de junio de 2016

sudeste asiático por los monzones marítimos y por las perturbaciones propias de los vientos alisios. En el hemisferio sur también adquieren mayor continuidad tanto la zona seca tropical, por efectos de la extensión de los anticiclones marítimos sobre el medio continental en niveles elevados, como la franja lluviosa de los ciclones australes, activados durante el invierno y actuando sobre latitudes más bajas. La observación atenta de los cuatro mapas que utilizamos para caracterizar las condiciones geoclimáticas de las estaciones extremas y especialmente la comparación entre ellos, puede suscitar mayor cantidad de conocimientos que una extensa y detallada descripción; pero debe señalarse que esos conocimientos lograrán mayor calidad geográfica por cuanto expresan distribuciones y relaciones espaciales, para las cuales el mapa tiene mayor aptitud que la palabra. 4. La integración en el ciclo anual (síntesis explicativa)

La simple superposición de las distribuciones geográficas correspondientes a las estaciones extremas nos proporciona un cuadro general de la realidad climática en el ciclo del año. En la Fig. 21 A hemos representado conjuntamente las áreas donde se desarrollan las masas de aire en el invierno y en el verano de cada hemisferio (superposición de las Figs. 17 B y 19 B, manteniendo la misma, simbología), y en la Fig. 21 B hemos superpuesto las áreas con lluvias superiores a 200 milímetros en los trimestres, Diciembre-Febrero y Junio-Agosto (composición parcial de las Figs.18 B y 20 B). Ambos mapas nos ilustran sobre los desplazamientos hacia el norte y hacia el sur de las distintas zonas como consecuencia del cambio estacional de la circulación atmosférica. Durante el invierno de cada hemisferio la diferencia térmica ecuador-polo se acentúa, sobre todo por el enfriamiento más marcado de cada zonalar, po


y ello genera una vigorización de la circulación zonal en altura que produce el desplazamiento de todo el sistema circulatorio hacia el hemisferio opuesto. Durante el verano, cuando el contraste térmico se atenúa, los oestes en altura son menos vigorosos y se desplazan a latitudes más altas. La alternancia de estos procesos entre ambos hemisferios, produce esos desplazamientos latitudinales de los centros de acción, de las zonas de circulación y de los efectos que ellas desencadenan. Los contrastes estacionales entre el medio marítimo y el medio continental producen también cambios azonales, que proyectan en mayor o menor medida las influencias marítimas sobre las masas continentales, es decir, desplazamientos al este y al oeste que se superponen a los anteriores. Como consecuencia de esos desplazamientos podemos distinguir dosregulares grandes grupos climáticos, MEYNIER (1950) denoo irregulares: minara los que primeros están afectados por la misma masa de aire durante todo el año y los irregulares se encuentran en aquellas áreas de contacto donde se superponen dos masas diferentes. El análisis de la Fig. 21 A nos permite advertir la localización de cada uno de ellos y las diversas combinaciones que ofrecen los irregulares. Observemos que se trata de una esquematización, tanto espacial como estacional, en cuanto no hemos considerado todas las estaciones del año y tampoco hemos incluido las masas transicionales y las numerosas variedades que son propias de cada región. Pero este esquema simplificado nos habilita para extraer los lineamientos esenciales del esquema climático genético con sólo retenerlos efectos sobresalientes que produce cada una de las masas de aire que hemos diferenciado. Masas de aire A-AA Pc (e) Pc (i) Pmi

Caracteres generales del tiempo Frío, seco, muy estable Frío, seco, estable. Fresco, seco, lluvias escasas. Fresco, húmedo, lluvioso.


Pme Tmi Tme Tc E

Fresco, húmedo, nieblas. Cálido, húmedo, lluvioso Cálido, húmedo, nieblas. Cálido, seco. Cálido, húmedo, lluvioso.

El análisis de la Fig. 21 B nos permite diferenciar aquellas donde predominan las precipitaciones invernales o estivales de ambos hemisferios, aquellas donde la superposición indica lluvias todo el año y también las caracterizadas por la escasez. Estas distribuciones derivan de la circulación general de la atmósfera y nos orientan en la interpretación de la evolución anual de los tipos de tiempo, en cuanto el conocimiento, de la marcha anual de las lluvias, como lo señalara PROHASKA (1952), "no sólo es necesario para clasificaciones descriptivas, como figuran en general en los geografía, sino también para clasificaciones genéticas, valetextos decir,de ordenamientos en que se distinguen los tipos de clima según sus causas". Si ahora comparamos la distribución de las masas de aire durante el ciclo anual (Fig. 21 A) con el dispositivo de los tipos climáticos que obtuvimos con nuestro sistema efectivo de clasificación (Fig. 15 B) advertiremos esas graneles analogías que nos permiten tender un puente entre las causas y los efectos; es decir, entre las grandes unidades de la dinámica atmosférica y los tipos climáticos y los paisajes naturales que ellos representan. La yuxtaposición espacial no es perfecta, pero las grandes áreas sé asemejan notablemente. Tal vez esas imperfecciones o desajustes periféricos respondan a influencias artificiales derivadas de la elección más o menos afortunada de determinados límites, pero seguramente en la realidad la correlación será más estrecha y en una escala de trabajo menos generalizada sea posible afinar esas diferencias, o definir franjas transicionales. Para facilitar esa comparación, en la Fig. 22 A intentamos establecerlas correspondencias básicas entre los tipos climáticos


definidos en función de sus efectos sobre el paisaje, los regímenes pluviométricos, las masas de aire y las zonas de circulación dominantes en cada estación del año, según un orden que se asemeja a la clasificación dinámica de STRAHLER(1975). Este esquema contiene las pautas más destacadas de cada tipo climático y nos releva de una descripción más extensa, que el lector podrá ensayar valiéndose de los diversos ejemplos que contiene el anexo estadístico. El modelo climático genético (Fig. 22 B), elaborado sobre ese continente ideal, según los mismos lineamientos descriptos en el capítulo anterior, trata de facilitarla comprensión de esa interacción de factores que las interviene en el diseño, del mapa de los climas. Su comparación con formas de los tipos climáticos determinadas a partir de sus efectos sobre el paisaje (Fig. 15 B) permite establecer ciertos paralelismos con las causas. Este ejercicio comparativo constituye un medio adecuado para asimilar aquellas nociones de "conexidad", de que "el hecho geográfico siempretienen una combinación", para el cual, mapas, los gráficos yexpresa los modelos una vocaciónyespecial que los hemos tratado de privilegiar en este breve texto.


CAPÍTULOIV LOS INSTRUMENTOS BÁSICOS

1. Anexo estadístico Contiene la información de las estaciones meteorológicas (mi meradas de 1 a 85) y ordenadas de norte a sur en dos grandes husos-el americano, que comprende también Groenlandia y la Antártida incluye las primeras 35 localidades; y el huso restante- Eurasia África y Oceanía, desde la localidad 36 en adelante Para cada una se consignan los valores mensuales de la temperatura en el renglón superior y de las precipitaciones en el inferior. Las estaciones señaladas por un asterisco tienen alturas superiores a 1.000 metros. Al final del anexo se encuentra la localización de cada estación meteorológica.





BIBLIOGRAFÍA

BARRY, R.G. y CHORLEY, R. J., Atmósfera, tiempo y clima. Editorial Omega, Barcelona.(1972) DE MARTONNE, Emmanuel, Traité de Géographie Physique. Ed. Colin. París, T. I. (1957) DURANTD DASTES, François,Géographie des airs. Ed. Presses Universitaires de France. Paris,(1969). ESTIENNE, P. y GODARD,A.Climatologie Ed. Colin, París, (1970) HUFTY, André, Introducción a la climatología. Ed. Ariel, Barcelona, (1984). KOEPPEN, Wilhelm, Climatología. Ed. Fondo de Cultura Económica de Méjico, (1945). MEYNIER, A., Climatologie et masses d'air, en L information Géographique. Paris, N-° 1, año 14 (1950). MILLER, Austin,Climatología. Ed. Omega, Barcelona, (1951 y 1975). PAGNEY, Pierre, Introducción a la Climatología. Ed. Oikos - Tau, Barcelona, (1982) PEDELABORDE, Pierre, Introduction a l évide scientifique du climat. Ed. Centre de Documentation Universitaire Paris, (1964). PEGUY, Charles, Précis de Climatologie. Ed. Masson, Paris, (1961). PETTERSSEN, Sverre, Introducción a la Meteorología, Ed. Espasa Calpe, Madrid, (1968). STRAHLER, Arthur,Geografía Física. Ed. Omega, Barcelona, (1975).


CLIMATOLOGIA Procesos y Tipos Climáticos Bruniard

Recommend Documents