Este documento proporciona información sobre las características físicas del medio, en particular sobre el clima y el suelo. Describe los diferentes factores climáticos como la latitud, la altitud y la cercanía a las masas de agua, y cómo estos afectan los elementos climáticos como la temperatura, la precipitación y la humedad, dando lugar a diferentes tipos de clima. También cubre conceptos relacionados con la edafología como la composición, estructura y clasificación de los suelos, así como los procesos

1. CARACTERIZACIÓN DE LAS ZONAS DE
INTERÉS FORESTAL
CARACTERÍSTICAS FÍSICAS:
CLIMA Y SUELO
DOCUMENTO DE ESTUDIO
FORMACIÓN BASADA EN COMPETENCIAS LABORALES
ESTRUCTURA CURRICULAR DE SILVICULTURA Y APROVECHAMIENTO DE
PLANTACIONES PARA LA PRODUCCIÓN DE MADERA
Compiladora:
I.F. Gladys Eugenia Martínez Álvarez
Instructora
CALDAS, 2006

2. Características físicas del medio
CLIMATOLOGÍA
1. DEFINICIONES:
2. EL TIEMPO Y EL CLIMA
3. FACTORES CLIMÁTICOS
4. ELEMENTOS DEL CLIMA
4.1 La atmósfera
4.2 Temperatura
4.2.1 Conversiones de temperatura
4.2.2 Transmisión del calor
4.2.3 Origen del calor que llega a la Tierra
4.2.3.1 Variación en la duración del día y la noche
4.2.3.2 Las estaciones del año:
4.2.3.3 Variación en el año de la cantidad de insolación; que la parte alta de la atmósfera recibe en
diferentes latitudes.
4.2.3.4 Calentamiento y enfriamiento de la atmósfera
4.1.3.5 Marcha diurna o diaria de la temperatura
4.2.3.6 Temperatura mensual.
4.2.3.7 La marcha anual de la temperatura
4.2.3.8 Gráficas de temperatu ra
4.2.3.9 Distribución vertical de la temperatura
4.2.3.10 Distribución horizontal de la temperatura:
4.2.3.11 Duración del período vegetativo
4.3 PRESIÓN ATMOSFÉRICA
4.3.1 Relación entre temperatura y presión
4.3.1.1 Distribución vertical de la presión:
4.3.1.2 Distribución horizontal de la presión
4.3.2 Relación entre la presión y el viento
4.4 VIENTOS
4.4.1 Circulación general de la atmósfera
4.4.2 Los Monzones

3. 4.4.2.1 El Monzón de Asia
4.4.2.2 El Monzón de América del Norte
4.5.1 Ciclones extratropicales y tropicales
4.5 OTRAS PERTURBACIONES DE LA ATMÓSFERA
4.5.1 Ciclones extratropicales y tropicales:
4.5.2 Corrientes marinas y su influencia sobre los climas del mundo
4.5.3 Principales corrientes marinas del Océano Atlántico
4.5.3.1 Corrientes cálidas
4.5.3.2 Corrientes frías
4.5.4 Corrientes del Océano Pacífico
4.5.5 Corrientes del Océano Índico
4.6 HUMEDAD ATMOSFÉRICA Y PRECIPITACIÓN
4.6.1 Humedad atmosférica
4.6.2 Rocío y heladas
4.6.3 Las nieblas
4.6.4 Las nubes
4.6.5 Datos de precipitación
4.6.5.1 Selección de los datos de precipitación y humedad
4.6.5.2 Representación gráfica de la precipitación:
5. CLIMA Y ACTIVIDAD HUMANA
6. ZONAS CLIMÁTICAS DE LA TIERRA
6.1 SISTEMA DE KÖPPEN
6.2 SISTEMA DE THORNTHWAITE
6.3 SISTEMA DE HOLDRIDGE
6.4 CLIMAS SEGÚN STRAHLER
EDAFOLOGÍA
1. FACTORES Y PROCESOS QUE INTERVIENEN EN LA FORMACIÓN DEL SUELO.

4. 2. COMPOSICIÓN FÍSICA DE LOS SUELOS
2.1 COLOR DEL SUELO
2.2 TEXTURA DEL SUELO
2.3 ESTRUCTURA DEL SUELO
2.3.1 Estructuras simples o no desarrolladas
2.3.2 Estructuras compuestas
2.4 POROSIDAD
3. CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS DE LOS SUELOS
3.1 CIC
3.2 pH
3.3 FERTILIDAD
4. CAUSAS DE DEGRADACIÓN DEL SUELO
4.1 METORIZACIÓN
4.1.1 Meteorización física o mecánica
4.1.2 Meteorización química
4.2 EROSIÓN
4.2.1 Erosión eólica
4.2.2 Erosión hídrica
4.2.2.1 Erosión laminar
4.2.2.2 Erosión en surcos
4.2.2.3 Erosión en cárcavas
4.2.2.4 Movimientos en masa
4.2.2.5 Recomendaciones para el control de la erosión
4.3 SEDIMENTACIÓN
5. CLASIFICACIÓN DE SUELOS
6. TOMA DE MUESTRAS DE SUELO
6.1 DELIMITACIÓN DE LAS ÁREAS
6.2 ÉPOCA DE MUESTREO

5. 6.3 HERRAMIENTAS Y MATERIALES NECESARIOS
6. 4 TOMA DE LA MUESTRA
6.5 IDENTIFICACIÓN DE LA MUESTRA
6.6 CUIDADOS AL TOMAR MUESTRAS DEL SUELO
BIBLIOGRAFÍA

6. Características físicas del medio
CLIMATOLOGÍA
1. DEFINICIONES:
Estado del tiempo: (“weather”): Condiciones generales de la atmósfera en un lugar y momento dado.
Meteorología: Estudio de los movimientos de la atmósfera y otros fenómenos que permiten predecir el
estado del tiempo y explicar los procesos involucrados
Clima: Condiciones promedio de la atmósfera en largos períodos de tiempo. Tiene que ver con las
características de los elementos climáticos en un lugar.
2. EL TIEMPO Y EL CLIMA
Es frecuente escuchar a través de los medios de comunicación o incluso en el lenguaje común, el empleo de
los términos tiempo y clima sin hacer ninguna distinción, como si fueran sinónimos. Sin embargo, no son
sinónimos y es preciso clarificar el significado de ambos (Ver figura 1.).
Se conoce por tiempo atmosférico el estado de la atmósfera en un momento y lugar dado. El tiempo se refiere
a las condiciones atmosféricas. El estudio de estas condiciones atmosféricas lo realizan los meteorólogos, los
cuales pueden predecir con un margen mínimo de error el estado del tiempo de una región, registrado durante
un período largo de tiempo. Los diferentes estados del tiempo en una región definen el clima de la misma. Por
eso podemos decir que el clima es una película de la cual el tiempo no es más que una secuencia
instantánea. De ahí que el tiempo varíe constantemente mientras que, por el contrario, el clima es
permanente. Otra diferencia estriba en que la meteorología estudia el tiempo y su predicción a corto plazo,
mientras que la climatología analiza y explica el clima y su predicción a largo plazo, con carácter permanente,
geográfico y como tal creador de un medio ambiente.
Elementos climáticos
Meteorología
Series de tiempo
Vegetación
Predicciones Registros geológicos
Climatología
CLIMA
Figura 1. Relaciones clima, climatología, meteorología
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7. A medida que un lugar se encuentra más distante del Ecuador tendrá temperaturas más bajas pues recibe los
rayos solares en forma oblicua, debido a la inclinación del eje terrestre y los movimientos de la Tierra,
mientras que los lugares más cerca al Ecuador, por recibir los rayos solares en forma vertical (perpendicular a
la superficie) tendrán temperaturas más elevadas. La altitud también afectará ya que las capas superpuestas
de la atmósfera van variando de temperatura, de humedad y de agitación o turbulencia según la altitud. El
incremento en altitud se manifiesta en el clima por una disminución de la presión y la temperatura y un
incremento de las precipitaciones. En este caso (Volcán Barú); la temperatura es hasta de 5°C, hay
precipitación constante de “bajareque” y lluvia pertinaz. Si se asciende o desciende en coche se nota cómo se
obstruyen los oídos a causa de la variación de la presión atmosférica. La cercanía de las masas de agua
modifica favorablemente la temperatura. Así, en las regiones de los continentes que no reciben la influencia
del mar las tem peraturas son extremas
3. FACTORES CLIMÁTICOS
Debido a que el clima se relaciona generalmente con las condiciones predominantes de la atmósfera, este se
describe a partir de las variables atmosféricas como la temperatura y la precipitación.
El clima de una región está determinado por factores que son características propias y fijas de una región.
Como por ejemplo: a) la latitud o distancia respecto del Ecuador. b) La altitud del lugar sobre el nivel del mar y
sobre los lugares circundantes c) La cercanía a las masas de agua.
Las causas que hacen variar a los elementos del clima de un lugar a otro y de una estación a otra, son las
conocidas como "factores climáticos" y son a saber: a) Latitud (distancia angular al ecuador); b) Altitud (altura
sobre el nivel del mar); c) Relieve (configuración superficial de la tierra); d) Distribución de tierras y aguas, y
e) Corrientes marinas.
Estos factores actúan con diferente intensidad y en combinaciones distintas sobre los elementos y los hacen
variar de una manera diferente originando los distintos tipos de clima.
Factores Elementos observables
Energía solar Precipitación
Latitud Temperatura
Altitud Humedad Distintos
Obrando relativa tipos de
Continentalidad sobre Vientos tiempo
Corrientes semipermanentes Presión atm. y clima
De altas y bajas presiones Evaporación
Corrientes oceánicas Nubosidad
Orografía
Figura 2. Representación esquemática de las interrelaciones de los elementos y factores climáticos
Fuente: Finch, V.C. (1954)
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8. 4. ELEMENTOS DEL CLIMA
Toda propiedad o condición de la atmósfera cuyo conjunto define el estado físico del clima, en un lugar dado,
para un periodo de tiempo determinado, es conocido con el nombre de elemento climático. Los principales
elementos del clima son la presión atmosférica, temperatura, humedad, velocida d y dirección del viento,
precipitación, brillo solar y nubosidad. Los fenómenos atmosféricos tales como la niebla, las tormentas
eléctricas, los vendavales, la bruma y humo, también se consideran como elementos definidores del clima.
Estos elementos se convierten en variables climatológicas cuando se obtienen sus valores cuantitativos o
cualitativos, producto de sus registros y/o mediciones. Los valores que tienen los elementos son a lo que se
le conoce como variable. Con el análisis de comportamiento de las variables, en el tiempo y en el espacio, es
posible sacar conclusiones sobre el clima actual y el pasado.
4.1 La atmósfera
La atmósfera, es decir, la capa gaseosa que rodea nuestro planeta, además de contener aire, incluye
partículas sólidas y líquidas en suspensión, o aerosoles y nubes. La meteorología es la ciencia que se
encarga de estudiar los fenómenos que ocurren en la atmósfera, sin embargo se considera una ciencia de la
Tierra puesto que se encarga de una de las esferas de este planeta.
Figura 3. Capas de la atmósfera de acuerdo con el comportamiento de la temperatura
Fuente: El Medio Ambiente en Colombia
La composición de la atmósfera ha variado a través de la historia del planeta hasta conformar la actual mezcla
de gases y aerosoles. Estos se pueden dividir en dos grupos: los constantes y los variables.
Los gases constantes mantiene una proporción casi permanente, de ellos los mas abundantes son el
nitrógeno (78,1%), el oxígeno (20,9%) y el argón (0,9%). Los gases variables son los que cambian en mayor
proporción; en este grupo los mas importantes son el vapor de agua y el dióxido de carbono. Finalmente, otro
elemento que variable de la atmósfera, que frecuentemente actúa como un gas, es el material particulado
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9. suspendido en el aire como partículas de polvo, residuos de humo, sal del océano, bacterias, esporas
semillas, cenizas volcánicas y partículas meteoríticas.
4.2 Temperatura
Cantidad de energía o calor presente en una sustancia, varia de acuerdo a las posiciones latitudinales y las
topográficas
Nuestras primeras ideas acerca de la temperatura se obtienen por el sentido del tacto. Si el objeto tocado se
siente frío es que el calor se trasmite de la mano al objeto; si se siente caliente, el calor va del objeto a la
mano.
Calor es una forma de energía que hace que los cuerpos se dilaten, que los sólidos se fundan y que los
líquidos se evaporen. Proviene de un estado de agitación de las moléculas. Esta es tanto mayor cuanto mayor
es la temperatura de los cuerpos, y se mide con termómetros.
Se usan dos tipos principales de termómetros, en uno se aprovecha la propiedad de los cuerpos de aumentar
su volumen al aumentar la temperatura, y en los otros, la de que los gases aumentan su presión. Las escalas
termométricas más comúnmente empleadas son la de Fahrenheit, la Centígrada y la de Kelvin o absoluta.
4.2.1 Conversiones de temperatura
Cien divisiones de la escala centígrada corresponden a 212 – 32 = 180 de la Fahrenheit; por lo tanto:
100/180 = 5/9 = 0.5556 es la equivalencia de un ºF con respecto a un ºC
180/100 = 9/5 = 1.8 La cantidad de ºF en un grado centígrado, por lo tanto:
ºC = 0.5556 (ºF - 32)
ºF = (1.8 ºC) + 32
Para transformar grados centígrados a Fahrenheit y viceversa, se emplean las fórmulas siguientes:
ºC = 5/9 (ºF - 32) = 0.5556 (ºF - 32)
ºF= (9/5 ºC) + 32 = (1.8ºC) + 32
Para transformar grados Centígrados a Kelvin se suman 273;
Para transformar Kelvin a Centigrados se restan 273.
ºK = ºC + 273
ºC = ºK - 273
4.2.2 Transmisión del calor
El calor se trasmite de un punto a otro de tres maneras diferentes:
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10. • Por conducción
• Por convección
• Por radiación.
En el calentamiento de la atmósfera intervienen los tres métodos, pero el calor que llega a la Tierra desde el
exterior sólo puede hacerlo por radiación.
4.2.3 Origen del calor que llega a la Tierra
El Sol es el origen de toda la energía que ocasiona la variación de la temperatura de la atmósfera.
La cantidad de energía radiante del Sol que llega a cualquier punto de la superficie terrestre depende de
varias circunstancias.
• Del tiempo que esté el Sol sobre el horizonte a una altitud y en una época determinada del año
(duración del día y la noche).
• De la distancia de la Tierra al Sol.
• Del ángulo de incidencia de los rayos solares (latitud y estación del año).
• De la transparencia de la atmósfera.
• De la continuidad de la radiación.
A causa de la gran distancia de la Tierra al Sol, los rayos solares llegan a ésta paralelos entre sí. Puesto que
la Tierra es redonda, la vertical varía en sus diferentes puntos, por lo que el ángulo que forman los rayos
solares con la misma o sea el ángulo de incidencia no es el mismo en todos los lugares. Esta diferencia en
ángulo de incidencia con que llegan los rayos solares al suelo en los diversos lugares del globo es una de las
causas de que el calentamiento de la superficie terrestre no sea uniforme; es mayor la insolación en los
lugares en que el ángulo de incidencia es menor, y disminuye la insolación a medida que el ángulo de
incidencia de los rayos solares va en aumento, es decir, a medida que los rayos solares caen sobre el suelo
más oblicuamente.
En su movimiento de translación alrededor del Sol, la Tierra va cambiando de posición y puesto que el Eje
Polar no es perpendicular al plano de la órbita, la inclinación de los rayos varía y sólo dos veces al año el
círculo de iluminación corta a la Tierra según los meridianos; esto quiere decir que, sólo dos veces al año, el
día es de la misma duración que la noche en todos los lugares de la Tierra. Como el plano del círculo de
iluminación corta el Ecuador en dos partes iguales; para todos los lugares situados sobre este círculo el día
tiene la misma duración que la noche durante todo el año.
4.2.3.1 Variación en la duración del día y la noche: El 21 de m arzo el día es de la misma duración que la
noche en todos los lugares de la Tierra: 12 horas de día y 12 horas de noche.
Después del 21 de marzo, a medida que los rayos solares van siendo menos inclinados, en el Hemisferio
Norte los días se van haciendo más largos: el círculo de iluminación corta a los paralelos en dos partes
desiguales así que el 21 de junio cuando el Eje Polar tiene su máxima separación con respecto al círculo de
iluminación, se tiene el mayor día: dura 12 horas en el Ecuador y a medida que los lugares van estando más
al Norte el día va siendo mayor.
En el Hemisferio Sur los días se van haciendo más cortos hasta que el 21 de junio se tiene el menor día del
año.
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11. Después del 21 de junio los días empiezan a decrecer en el Hemisferio Norte pero se conservan todavía más
largos que las noches hasta el 23 de septiembre, fecha en que el día vuelve a ser de la misma duración que
la noche en todos los lugares de la Tierra.
Del 23 de septiembre al 21 de diciembre, a medida que los rayos solares van siendo menos inclinados, en el
Hemisferio sur el día va siendo mayor que la noche; el círculo de iluminación corta a los paralelos en arcos
desiguales; la mayor desigualdad es el 21 de diciembre, fecha en que se tiene el día más largo del año; dura
12 horas en el Ecuador, pero en lugares más al Sur, el día va siendo mayor; lo contrario ocurre en el
Hemisferio Norte en donde en esta fecha se tiene el día más corto.
Del 21 de diciembre al 21 de junio los días empiezan a decrecer en el Hemisferio Sur, pero se conservan
todavía mayores que las noches, hasta el 21 de marzo fecha en que el día y la noche tienen igual duración en
todos los lugares de la Tierra.
4.2.3.2 Las estaciones del año: Las fechas en las que estan comprendidas las estaciones del año son:
21 de marzo al 21 de junio, primavera para el Hemisferio Norte y otoño para el Hemisferio Sur, dura 93 días.
21 de junio al 23 de septiembre, verano para el Hemisferio Norte e invierno para el Hemisferio Sur, dura 93
días.
23 de septiembre al 21 de diciembre, otoño para el Hemisferio Norte y primavera para el Hemisferio Sur, dura
90 días.
21 de diciembre al 21 de marzo, invierno para el Hemisferio Norte y verano para el Hemisferio Sur, dura 89
días.
Figura 4. Posiciones más importantes de la tierra en su movimiento alrededor del sol
Fuente: Seminario interinstitucional de energía solar (1979)
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12. Se ve, por lo anterior, que los períodos de calentamiento del Hemisferio Norte son más largos que los del
calentamiento del Hemisferio Sur; sin embargo, la diferente duración queda compensada por el hecho de que,
durante los períodos de calentamiento del Hemisferio Sur la Tierra está más cerca del Sol, es decir, pasa por
la parte de la órbita próxima al perihelio.
4.2.3.3 Variación en el año de la cantidad de insolación; que la parte alta de la atmósfera recibe en
diferentes latitudes.
La cantidad de insolación que la Tierra recibe se mide en calorías por cm 2, una caloría es la cantidad de calor
necesaria para que un gramo masa de agua aumente su temperatura 1ºC.
La cantidad de energía solar recibida es como sigue:
21 de Marzo 925 cal/cm 2/día
21 de Junio 810 "
23 de Septiembre 900 "
21 de Diciembre 840 "
Cuadro 1. Cantidad de energía recibida diariamente en las afueras de la atmósfera en el Ecuador
21 de Junio 1100 cal/cm 2/día
21 de Diciembre 300 cal/cm 2/día
Cuadro 2. La insolación recibida en la afueras de la atmósfera a la latitud de 40 º N
Figura 5. Heliógrafo Campbell Stokes y los tres tipos de gráficas utilizadas.
A. Solsticio de Verano, B. Equinoccios, C. Solsticio de Invierno
Fuente: Candel Vila (1976)
Los mayores contrastes en el calentamiento de tierras y mares pueden ocasionarse por las causas siguientes:
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13. • Reflexión
• Transmisión
• Movimiento
Una de las formas de medir la radiación que llega a la tierra en un sitio determinado es a través de un
heliógrafo de los que se muestra en la figura 3., donde se usan bandas diferentes, según sea la estación del
año. La banda de registro se coloca en forma apropiada sobre un soporte curvo concéntrico con la esfera.
4.2.3.4 Calentamiento y enfriamiento de la atmósfera: El calentamiento se efectúa de varias maneras:
• Por conducción
• Por radiación
• Por convección
• Por advección
• Por compresión
4.1.3.5 Marcha diurna o diaria de la temperatura: La manera como se distribuye la temperatura durante las
24 horas del día indica el balance resultante del calentamiento debido a la radiación solar recibida y la pérdida
de calor producida por la radiación terrestre.
La amplitud de la variación diurna de temperatura se llama oscilación térmica diaria, es la diferencia entre
las temperaturas más alta y más baja del día. A éstas se les designa como temperaturas máxima y mínima
del día.
• Temperatura media diaria o diurna. Es el promedio de las temperaturas de las 24 horas del día.
• Temperatura máxima absoluta. Es la temperatura más alta registrada desde que se estableció la
estación de observación.
• Temperatura mínima absoluta. Es la temperatura más baja registrada desde que funciona la estación
de observación.
4.2.3.6 Temperatura mensual. Es el promedio de las temperaturas medias diarias, se obtiene sumando las
temperaturas medias a cada uno de los días y dividiendo entre el número de días del mes. La temperatura
media mensual es el promedio de las temperaturas mensuales en un período más o menos largo de años.
4.2.3.7 La marcha anual de la temperatura. La manera como se distribuye la temperatura en el año, pone
de manifiesto el aumento diario en la insolación, así que, aunque la primavera es un primer período de
calentamiento y el verano un segundo período de calentamiento, el otoño es un primer período de
enfriamiento y el invierno un segundo período de enfriamiento, resulta que la temperatura media mensual más
baja se presenta, en general, en enero y la más alta en julio, en casi todos los lugares del Hemisferio Norte.
La temperatura anual es el promedio de las temperaturas mensuales, se obtiene sumando las de los 12
meses del año y dividiendo entre 12. Temperatura media anual, es el promedio de las temperaturas anuales
en un período largo de tiempo
4.2.3.8 Gráficas de temperatura. Pueden representar temperaturas diarias, mensuales o anuales; como
ejemplo se representa la marcha anual de la temperatura en un lugar de la Tierra colocando en el eje de las
X los meses del año y en el eje de las Y las temperaturas medias mensuales. La gráfica resultante al unir los
puntos indicará la manera en que se distribuye la temperatura en el año, o sea su marcha anual.
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14. 4.2.3.9 Distribución vertical de la temperatura: Numerosos experimentos han demostrado que bajo
condiciones normales en la Tropósfera, la temperatura disminuye al aumentar la altitud. Aunque la
disminución no es uniforme ya que varía con la hora del día, la estación del año y la situación del lugar. El
promedio mundial es aproximadamente de 0.65 o C por cada 100 m. de aumento en altitud.
Al valor de la disminución de la temperatura por cada 100 m. de aumento en la altitud se le conoce como
"gradiente de temperatura".
A veces sucede que en las largas noches del invierno, bajo un cielo claro, con una atmósfera seca, aire
tranquilo y terreno cubierto de nieve, la temperatura es más baja en las capas superficiales y más alta en las
capas intermedias de la Troposfera, a esto se le llama "inversión de la temperatura".
Se conoce como drenaje del aire, cuando en las regiones de relieve irregular el aire fresco de la cima de las
montañas debido a que es más denso, desciende por gravedad a los valles y ahí se estaciona, haciendo que
la temperatura en ellos sea más baja que en las laderas.
4.2.3.10 Distribución horizontal de la temperatura: La distribución de la temperatura sobre la Tierra se
muestra por medio de isotermas que son líneas que conectan lugares con igual temperatura.
La temperatura al nivel del mar es más alta que la temperatura de cualquier punto situado a cierta altitud
permaneciendo constantes otros factores, por ello, cuando se reduce la temperatura a nivel del mar, hay que
sumar cierto valor a la temperatura que se va a reducir. Este valor es igual al gradiente térmico multiplicado
por la altitud.
Para poder utilizar los datos de temperatura en los estudios climáticos es necesario calcular las temperaturas
medias mensuales y anuales, es decir, los promedios de muchos años.
Si estos datos de temperatura se vacían en un mapa, es posible dibujar líneas que unan puntos con igual
temperatura, ya sea que las temperaturas estén dadas por la observación o interpoladas entre temperaturas
conocidas. A las líneas que conectan lugares con igual temperatura se les llama "isotermas" y pueden ser
isotermas medias diarias, medias mensuales o medias anuales. Las isotermas señalan hacia un lado de ellas
valores mayores y hacia el lado opuesto valores menores, por lo que son líneas curvas más o menos
paralelas unas a otras q ue no se cortan.
Las isotermas obtenidas de esta manera se llaman isotermas no reducidas y son de una gran utilidad en
estudios regionales o locales, están en íntima relación con el relieve por lo que es aconsejable que al trazarlas
se haga uso de un mapa alimétrico de la región que dará una idea de como deben distribuirse. Las isotermas
trazadas en regiones montañosas no deben cruzar abruptamente las curvas de nivel, sino que deben hacerlo
gradualmente, como lo hacen, por ejemplo, las vías de ferrocarril.
Si se marca la temperatura más alta observada en cada meridiano sobre un mapa y se unen todos esos
puntos, se obtiene una línea que circunda la Tierra. Esta línea se llama "Ecuador Térmico".
4.2.3.11 Duración del período vegetativo: Hay ciertas temperaturas como el punto de congelación del agua
(0 º C), las temperaturas a partir de las cuales las semillas germinan (4.5 a 5.5 º C) y las plantas se
desarrollan sin dificultad; y otras cuya importancia para los seres vivos es tan manifiesta que conviene citarlas
aquí.
Las fechas en que la curva anual de la temperatura se encuentra arriba o abajo de estos límites o umbrales
son muy importantes desde el punto de vista climático.
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15. Una alta eficiencia de temperatura en un lugar es una gran ventaja porque en dicho lugar puede crecer una
gran diversidad de cultivos, es decir, puede haber variedad de plantas que pueden germinar y desarrollar. Por
otra parte, a fin de simplificar los cálculos, se ha convenido que la duración del período con temperaturas
mayores a 0 º C o estación libre de heladas se denomine "estación de crecimiento" o "período vegetativo".
En los lugares con un período vegetativo corto: menor de 90 días al año la probabilidad de que prospere la
agricultura es muy escasa. Pues no basta tener un prome de días libres de heladas para tener seguridad
dio
en los cultivos porque puede suceder que en algún año haya heladas prematuras o tardías. Para que la
agricultura sea posible sin mucho riesgo es necesario que el período libre de heladas sea de 4/5 a 9/10 del
año.
4.3 PRESIÓN ATMOSFÉRICA
La presión atmosférica se define como la fuerza ejercida por el aire sobre la unidad de área. Se mide por la
siguiente fórmula:
P= ( M x g)
A
M = Masa total de la atmósfera
g = Gravedad de la Tierra
A = Superficie de la Tierra expresada en unidades de área
P = Presión
Esta presión es debida al peso de la columna de aire de base igual a la unidad de área y de altura igual a la
atmósfera.
En el sistema métrico decimal (c, g, s) la presión se expresa en dinas sobre cm 2; dina es la fuerza con que es
atraída la masa de 1 gramo por la fuerza de la gravedad cuando ésta posee el valor normal (921 cm/seg2). Un
bario = 1' 000,000 de dinas/cm 2.
Para los usos de la meteorología esta unidad es demasiado pequeña y se em plea el milibario que equivale a
1,000 dinas/cm 2.
La presión media al nivel del mar y a 45 grados de latitud es de 1013.2 milibarios o milibares (mb).
La presión también puede expresarse por la altura de una columna de mercurio que al nivel del mar y a 45
grados de latitud es de 760 mm por lo que se dice que allí la presión es de 760 mm de mercurio, y se mide
con un aparato llamado barómetro, de los cuales hay de dos clases; en uno se utiliza un líquido en su
construcción y en el otro no se utiliza ningún fluido.
4.3.1 Relación entre temperatura y presión
La densidad y por consiguiente, el peso de una columna de aire varían con su temperatura; cuando el aire se
calienta se expande y es menos denso, de manera que una columna de aire caliente y poco denso pesa
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16. menos que una columna de la misma altura y sección constituida de aire frío y denso. Como resultado de las
diferencias de presión en el seno del aire debidas a cambios de temperatura, se originan movimientos
verticales y horizontales dentro de la atmósfera.
4.3.1.1 Distribución vertical de la presión: Puesto que el aire es una mezcla de gases puede comprimirse
fácilmente, de manera que las capas de aire inferiores de la atmósfera se hallan más comprimidas que las
superiores, debido a que aquellas soportan el peso de éstas, a pesar de hallarse aquellas a mayores
temperaturas. Así que, las capas bajas de la atmósfera son más densas que las altas porque soportan el peso
de todas las capas que les quedan encima; y como la presión atmosférica a un nivel dado dentro de la
atmósfera se debe al peso del aire que gravita sobre él, la presión atmosférica tiene que disminuir con la
altitud.
4.3.1.2 Distribución horizontal de la presión: Así como la distribución de la temperatura se presenta por
medio de isotermas, la presión atmosférica se presenta por medio de isobaras que son líneas continuas que
pasan por lugares de igual presión atmosférica al nivel del mar, o a cualquier otro nivel dentro de la atmósfera.
4.3.2 Relación entre la presión y el viento
Viento es el movimiento horizontal del aire, paralelamente a la superficie terrestre. El viento se debe a
diferencias horizontales de presión atmosférica y representa el movimiento del aire como respuesta a las
desigualdades de presión.
Debido al movimiento de rotación de la tierra, los vientos que tienden a ir de los centros de alta presión a los
de baja, solicitados por el gradiente de presión sufren desviaciones. Si una partícula de aire se mueve de un
paralelo mayor a uno menor se desvía hacia el Este debido a que la velocidad lineal en el paralelo mayor es
más alta que en el menor, por lo que se adelanta, es decir, se desplaza en el sentido en el que gira la Tierra
que es del Oeste hacia el Este.
Por otra parte, si el viento va de un paralelo menor a uno mayor, debido a la velocidad lineal más baja en el
paralelo menor, queda retardado con respecto a la velocidad del paralelo mayor, así quedará desviado en
sentido contrario al que la tierra gira, es decir desviado hacia el Oeste.
La velocidad del viento depende del gradiente barométrico reinante en una región dada; cuanto más grande
sea, mayor será la velocidad.
4.4 VIENTOS
4.4.1 Circulación general de la atmósfera
Los vientos tienden a ir de las regiones de alta presión a las de baja; de acuerdo con esto se moverán de las
zonas de altas presiones subtropicales a las zonas de baja presión ecuatorial y de aquellas hacia las zonas
de baja presión subpolar. Asimismo se moverán de las áreas de altas presiones polares a las de bajas
presiones subpolares, sufriendo desde luego las desviaciones que les impone el movimiento de rotación de la
Tierra.
Así se originan varios sistemas de vientos y corrientes de aire que constituyen lo que se llama la circulación
general de la atmósfera y son:
• La región de las corrientes ascendentes ecuatoriales.(calmas ecuatoriales).
• La región de las corrientes descendentes subtropicales. (calmas subtropicales).
16

17. • Los vientos alisios.
• Los vientos del oeste.
• Calmas polares.
• Vientos circumpolares.
• Frentes polares.
En el Hemisferio Norte la circulación del aire alrededor de los centros de baja presión se efectúa en sentido
contrario al movimiento de las manecillas del reloj.
4.4.2 Los Monzones
Durante el verano y debido al desigual calentamiento de tierras y mares, se originan sobre las masas
continentales mayores de la Tierra, enormes centros de elevada temperatura y por lo tanto de baja presión
atmosférica, y sobre los mares se encuentran centros de presión relativamente alta en comparación con los
centros de baja continentales; los vientos soplan de los centros de alta presión oceánicos hacia los centros de
baja presión de los continentes y por consiguiente, son vientos húmedos. En invierno el continente se enfría
mucho y se forman en él centros de muy baja temperatura y por lo tanto, de alta presión atmosférica; en los
mares, por contraste, predominan presiones relativamente bajas por lo que el aire sopla de los continentes
hacia el mar, como vientos fríos y secos.
Esta circulación opuesta en las dos épocas del año recibe el nombre de monzón de verano y monzón de
invierno.
4.4.2.1 El Monzón de Asia: En invierno el aire sopla del centro anticiclónico de Siberia hacia el océano Indico
con una dirección general de NE a SW, son vientos fríos y secos conocidos como los monzones de invierno.
El aire se mueve en sentido contrario durante el verano, es decir, de SW a NE cuando sobre el continente se
forma el centro de baja presión ya mencionado. Son vientos calientes y húmedos que por consiguiente
producen abundantes lluvias sobre todo el SE asiático y los mares de China y Japón; se conocen como los
monzones de verano, en la India y el Mar de Oman.
4.4.2.2 El Monzón de América del Norte: En verano sopla del Mar de las Antillas y del Atlántico del Norte,
hacia el centro de baja presión que se forma sobre el continente, un viento caliente y húmedo que se origina
en los bordes occidental y noroccidental de la celda anticiclónica Bermudas-Azores.
En invierno, grandes masas de aire frío polar se desplazan del centro de alta presión del Norte de Estados
Unidos y Sur de Canadá hacia el Mar de las Antillas, con aire frío y seco que forma los llamados "nortes".
4.5 OTRAS PERTURBACIONES DE LA ATMÓSFERA
4.5.1 Ciclones extratropicales y tropicales: Se denomina "ciclón" a un área de baja presión migratoria en la
que el viento, se mueve en sentido contrario al de las manecillas del reloj y sopla de la periferia al centro.
Un ciclón extratropical se origina en la zona de transición entre dos masas de aire de diferentes
características de temperatura y humedad. Pueden separarse en dos grupos:
• Los llamados ciclones de frente polar y
• Las depresiones subtropicales o vórtices fríos.
17

18. Los ciclones tropicales son tempestades giratorias que se parecen en algunos de sus caracteres a los
ciclones del frente polar, solo que son menos extensos. El centro de baja presión en estos ciclones se marca
más claramente porque las pendientes barométricas son muy fuertes y las isobaras son casi circulares y muy
juntas cerca del centro.
4.5.2 Corrientes marinas y su influencia sobre los climas del mundo
Son desplazamientos de grandes masas de agua del mar de una a otra parte del océano que se originan por
varias causas:
• El desigual calentamiento de las aguas de los mares provocando dife rencias en densidad en ellas,
• La fricción de los vientos en las superficies oceánicas que hace que el agua superficial se mueva
más o menos en la dirección que ellos llevan,
• Por diferencias en salinidad del agua del mar ocasionada por diferencia entre la evaporación y la
precipitación del agua en las diversas partes del océano.
4.5.3 Principales corrientes marinas del Océano Atlántico
4.5.3.1 Corrientes cálidas: En el Golfo de Guinea se origina una corriente que viaja de Este a Oeste, al
chocar con el cabo de San Roque en América del Sur se divide en dos ramas; la menor emigra hacia el Sur
bordeando las costas orientales de América del Sur, luego tuerce hacia el Este y vuelve a su lugar de origen,
se denomina Corriente Ecuatorial del Sur,
La mayor llamada Corriente Ecuatorial del Norte, bordea las costas de América del Sur, las Antillas, el Golfo
de México y sale al Atlántico por el estrecho de la Florida, aquí se le conoce como Corriente del Golfo de
México, atraviesa el Atlántico y al llegar al Golfo de Vizcaya vuelve a dividirse en dos ramas, una bordea las
costas noroeste de Europa por lo que esta zona goza de un clima benigno, la otra, catalogada como corriente
fría, bordea las costas occidentales de África y viaja hacia el Sur para volver a su lugar de origen.
4.5.3.2 Corrientes frías: En la parte Este de Groenlandia se localiza una corriente fría que proviene del
Océano Glacial Ártico y se denomina Corriente de Groenlandia.
Entre la península del Labrador y las costas occidentales de Groernlandia sale la Corriente Fría del Labrador;
al encontrarse estas dos corrientes frías con la cálida del Golfo de México, se origina una zona de nieblas
muy peligrosa para la navegación, ya que la visibilidad disminuye considerablemente y las corrientes frías
arrastran hacia el Sur grandes masas de hielo flotantes llamadas iceberg.
Del Océano Glacial Antártico salen dos corrientes frías pequeñas, la primera bordea a las costas del Sureste
de América del Sur y la otra baña las costas del Sureste de África.
4.5.4 Corrientes del Océano Pacífico
En las costas occidentales de América del Sur y de América del Centro se originan dos corrientes calientes
que se mueven de Oriente a Poniente, son las corrientes ecuatoriales del N y del S separadas por una
contracorriente que viaja en sentido opuesto de W a E y llega a las costas del Ecuador; a ésta se le denomina
Corriente del Niño, porque se presenta frecuentemente alrededor del 6 de enero ocasionando lluvias
inusitadas en las costas del Perú.
Al llegar las corrientes ecuatoriales a las islas del Pacífico Occidental, la del Norte bordea las costas de dichas
islas, y a la latitud de unos 40 º N tuerce hacia el Este formando la corriente de Kuro-sivo o Río Negro que
18

19. cruza el Pacífico para llegar a las costas de América del Norte como corriente caliente; tuerce hacia el Sur
bordeando las costas de E. U. se manifiesta como corriente fría llamada Corriente de California, la que retorna
a la zona ecuatorial para cerrar el circuito que de ésta se establece.
En el Hemisferio Sur, la rama de la corriente ecuatorial Austral tuerce hacia el Sur bordeando las costas de
Australia y de las demás islas del Pacífico, gira después hacia el Este cruzando el Océano y regresa a su
lugar de origen bordeando de Sur a Norte las costas de América del Sur como una corriente fría.
Finalmente del Océano Glacial Ártico sale una corriente fría que se dirige del NE a SW bordeando las costas
del NE de Asia, después de atravesar la cadena insular de las Aleutianas.
4.5.5 Corrientes del Océano Índico
Al Oeste de Australia se origina una corriente que viaja hacia el Poniente, al encontrar las costas de
Madagascar se bifurca, bordeando su rama boreal, las costas del Este de Africa y Sur de Asia llegando al
punto de partida; la rama austral, después de viajar un poco al Sur, bordeando las costas del Este de Africa,
tuerce hacia el Este para llegar a su lugar de origen.
Debe recordarse que las corrientes que se mueven hacia los polos son corrientes calientes, mientras que las
que van rumbo al Ecuador, son corrientes frías ya que las aguas que transportan se encuentran a menor
temperatura que las aguas de los Océanos que invaden.
4.6 HUMEDAD ATMOSFÉRICA Y PRECIPITACIÓN
Aunque el vapor de agua forma únicamente un porcentaje muy bajo de la atmósfera, en promedio menos del
2%. Su importancia se desprende de varias razones:
• Cuanto mayor es la cantidad de vapor de agua en el aire, mayor es la capacidad de la atmósfera
para producir precipitaciones.
• El vapor de agua absorbe la energía irradiada por la tierra, por lo que regula la rapidez de la pérdida
de calor y juega un papel importante en el calentamiento y enfriamiento de la atmósfera.
• Cuanto mayor sea la cantidad de vapor de agua en la atmósfera mayor capacidad tendrá ésta de
producir las tormentas eléctricas.
• La cantidad de vapor de agua en la atmósfera representa una cantidad de energía en forma de calor
latente de condensación que se libera al formarse las nubes y constituye por este solo concepto un
vehículo de transporte de energía en la atmósfera que es fácilmente acarreada por los vientos a
grandes distancias.
Como los demás gases de la atmósfera, el vapor de agua es invisible, proviene de la evaporación de las
aguas de los Océanos los que cubren alrededor de las 3/4 partes de la superficie total del globo. También
proviene de las áreas terrestres húmedas, de los lagos, de la vegetación y de los pequeños depósitos de
agua superficiales.
Evaporación.- Es el proceso por el cual el agua en estado líquido pasa al estado gaseoso.
Condensación.- Es el proceso inverso a la evaporación por el cual el vapor de agua que es un gas, pasa del
estado gaseoso al líquido.
Sublimación.- Proceso por el cual el hielo pasa al estado de vapor directamente.
19

20. Precipitación.- Es la caída de agua en estado líquido (lluvia) o sólido (nieve y granizo) hacia la superficie
terrestre.
Al pasar del estado sólido al líquido, el agua requiere de cierta cantidad de energía; lo mismo para pasar del
líquido al gaseoso, se necesitan 79 calorias para convertir un gramo de hielo en un gramo de agua, y 607
calorías para convertir un gramo de agua en un gramo de vapor de agua a esa misma temperatura en º C.
En vista de que se requiere tal cantidad de energía para pasar del estado sólido al líquido y del líquido al
gaseoso, se deduce que el vapor de agua contiene más energía interna que el agua y ésta más que el hielo.
Esta energía almacenada por el vapor de agua se conoce con el nombre de "energía latente o calor latente
del vapor de agua".
La energía pérdida por el líquido al evaporarse no se emplea en elevar la temperatura, sino sólo en el cambio
de estado físico. Por el contrario, al pasar del estado gaseoso al líquido, la energía latente del vapor de agua
se libera calentando a la atmósfera y se llama entonces calor latente de condensación y es una fuente de
energía muy importante en el desarrollo de las tormentas, en especial las tropicales.
El agua del mar se evapora, este vapor es acarreado por los vientos hacia los continentes, al llegar ahí se
condensa o sublim a y cae en forma de precipitación. Parte de esa agua en su trayecto hacia la superficie
terrestre vuelve a evaporarse y regresa al mar con los vientos que soplan de la tierra al mar; la otra parte llega
a la superficie y escurre sobre ella formando las aguas de escurrimiento que llena ríos y lagos y llega
nuevamente al mar en forma de ríos y glaciares, otra parte se infiltra en el continente formando las aguas
subterráneas que frecuentemente salen otra vez a la superficie en los manantiales que alimentan a los ríos y
lagos que llegan al mar; de esta manera se establece un circuito de las aguas que van del continente al mar y
del mar al continente, a este circuito se le llama ciclo hidrológico .
4.6.1 Humedad atmosférica
La mayor o menor capacidad del aire para contener el vapor de agua depende de su mayor o menor
temperatura. El aire en un día caliente de verano puede contener mayor cantidad de vapor de agua que el
aire en un día frío del invierno.
Se dice que una masa de aire está saturada cuando contiene t do el vapor de agua que es capaz de
o
contener. De esta manera tenemos tres tipos de humedad.
• Humedad absoluta.
• Humedad específica.
• Humedad relativa.
El agua en la atmósfera se encuentra totalmente en estado de vapor hasta que se alcanza el punto de
saturación o sea una humedad relativa de 100%, entonces pasa al estado líquido (se condensa).
La condensación líquida no existe en una atmósfera que se encuentre a temperaturas menores de 0 º C, en
este caso el paso es al estado sólido (congelación o formación de hielo).
La condensación tiene lugar sólo cuando hay en la atmósfera partículas microscópicas alrededor de las
cuales el vapor de agua pasa al estado sólido o líquido. Estos núcleos son las partículas de sal que provienen
de los océanos y las partícu de humo que proviene de la combustión de carbón o petróleo y de materia
las
orgánica.
20

21. El enfriamiento del aire puede producirse por varias causas:
• Por radiación y por conducción del calor de la atmósfera a la tierra.
• Por la mezcla de dos masas de aire.
• Por expansión adiabática del aire
4.6.2 Rocío y heladas
Si la temperatura de una faja delgada próxima al suelo se reduce, baja el punto de saturación y se efectúa la
condensación que puede ser en forma de rocío o helada blanca si el punto de saturación es una temperatura
menor de 0 º C.
Si la temperatura del aire desciende a valores inferiores a 0 º C sin que se alcance el punto de rocío no se
efectúa la condensación y por lo tanto, no se forma la helada blanca, pero las plantas sufren los efectos de la
baja temperatura; en este caso se dice que hay helada seca o helada negra.
Algunas medidas de protección contra las heladas son:
• Terreno adecuado. Consiste en escoger el terreno de menos peligro de helada para cultivarlo;
debido al fenómeno "drenaje de aire" las zonas más adecuadas para el cultivo son las laderas de las
montañas y las colinas, no los valles. También las costas de los mares y lagos en que el viento sopla
hacia la tierra.
• Métodos artificiales. Retardando la pérdida de calor al cubrir las plantas con algún material no
metálico que intercepte el calor irradiado por la tierra y por las plantas. El objeto no es aislar del frío
sino no dejar que escape el calor por irradiación. Manteniendo la temperatura sobre el punto de
congelación por calentamiento artificial de las capas inferiores, por medio de hornillos o botes de
petróleo. Quemando materia orgánica para producir humo cuyas partículas absorben el calor
irradiado por la tierra. Inundando el terreno cuando se tiene noticias de una helada para que el agua
que se enfría más lentamente que la tierra produzca niebla y no la helada.
4.6.3 Las nieblas
Las nieblas son nubes bajas que tienen asiento en el suelo y que por lo tanto impiden la visibilidad en la
superficie terrestre; su formación se debe al enfriamiento bajo el punto de rocío del aire húmedo que se
encuentra próximo al terreno o al aumento de vapor de agua en la atmósfera hasta que la humedad relativa
alcance el 100%.
El enfriamiento del aire superficial, en general, no es por ascenso sino por radiación, conducción y mezcla de
aire caliente con el frío. Estas nieblas tienen corta duración ya que desaparecen cuando se disipa la inversión,
por calentamiento de los rayos solares durante el día, que logran atravesar la capa de niebla.
Cambios adiabáticos en temperatura se producen cuando una masa de aire se eleva dentro de la atmósfera
se expande debido a que hay menos peso sobre ella a grandes altitudes. El trabajo mecánico efectuado por el
aire ascendente al aumentar su volumen trae como resultado la pérdida de energía interna dentro de su
masa, lo que equivale a una disminución de temperatura.
Al contrario, cuando una masa de aire desciende se comprime debido a la capa más gruesa de atmósfera que
gravita sobre ella, y su temperatura se eleva. Por lo que el aire que asciende se enfría y el aire que desciende
se calienta.
21

22. 4.6.4 Las nubes
Lo que más caracteriza a simple vista el estado de la atmósfera es la presencia o ausencia de nubes, es
decir, la nubosidad del cielo. Se entiende por nubosidad la proporción de cielo cubierto de nubes y se mide
desde cero para un cielo despejado hasta diez para un cielo totalmente cubierto de nubes. Las nubes son un
buen indicio del estado de la atmósfera y es posible predecir el tiempo a un plazo corto (1 a 6 horas). Pero
para hacer algunas predicciones acertadas del tiempo no basta la nubosidad, es de importancia fundamental
la forma o tipo de nubes, su altura o incluso su velocidad, que indica la de los vientos en las capas
atmosféricas que ocupan aquellas.
Por su aspecto, las nubes se han clasificado en cuatro grandes grupos o tipos básicos que son:
• Cirrus (Ci) nubes tenues de aspecto fibroso en forma de flecos, filamentos o plumas;
• Cumulus (Cu) nubes blancas de forma redonda o globulosa;
• Stratus (St) nubes extendidas horizontalmente formando capas uniformes;
• Nimbus (Nb) nubes obscuras o negras de forma variable que son características de lluvia inminente.
Existe una clasificación internacional de las nubes que se describe a continuación:
I.- Nubes altas cuyo nivel inferior está a 6000 m o más de altura: Cirrus (Ci), Cirrostratus (Ci-St),
Cirrocúmulus (Ci-Cu)
II.-Nubes de altura media que se encuentran entre 2000 y 6000 m: Altostratus (A-St),
Altocúmulus (A-Cu)
III. Nubes bajas, de altura meno r de 2000 m: Stratus (St), Nimbus (Nb),
Stratocúmulus (St-Cu)
IV. Nubes de gran desarrollo vertical, que pueden abarcar desde los niveles más bajos hasta los niveles
más altos: Cumulonimbus (CU-Nb), Cúmulus (Cu)
4.6.5 Datos de precipitación
Diferentes formas de precipitación son: Lluvia, nieve, cellisca y escarcha, granizo.
Hay por lo menos cuatro aspectos de gran importancia que considerar en lo que se refiere a los datos de
precipitación.
• La cantidad total anual de lluvia y su distribución sobre la superficie terrestre.
• Su origen o tipo que puede ser conveccional, orográfico o frontal.
• Su periodicidad estacional, o sea, su distribución en el año, lo que se conoce como régimen de
lluvias o régimen pluviométrico.
• Su variabilidad anual y estacional.
4.6.5.1 Selección de los datos de precipitación y humedad: Aparatos de medición para estas variables son
respectivamente: pluviómetros e higrómetros
22

23. Los datos de precipitación dados por los pluviómetros se anotan día a día en tarjetas especiales, la
precipitación diaria es la altura en mm que la lluvia alcanzó ese día.
La precipitación mensual es la suma de las precipitaciones diarias durante todo el mes. La precipitación anual
es la suma de las precipitaciones mensuales durante todo el año.
4.6.5.2 Representación gráfica de la precipitación:
• Gráficas de la precipitación. Con los datos de precipitación pueden formarse gráficas que
generalmente son del tipo de barras: en el eje de las abscisas se anotan los meses del año y en las
ordenadas va la cantidad media de lluvia de acuerdo con los datos siguientes expresados en mm.
• Mapas e isoyetas. Son los mapas que resultan de asentar sobre la carta los datos de precipitación
que pueden ser mensuales y anuales.
5. CLIMA Y ACTIVIDAD HUMANA
En un mapa de población se puede observar que al Norte del paralelo 65° N existen grandes espacios
deshabitados: El Norte del Canadá, Alaska, Groenlandia, el Norte de la Unión Soviética. Las causas, sin lugar
a dudas, están en los climas subpolares y polares que, con su rigor térmico, (bajas temperaturas) dificultan la
vida humana. Sólo algunos grupos, los esquimales, por ejemplo se han adaptado a ellos. Condiciones aún
más rigurosas existen en la Antártida en donde la vida es sólo posible en las estaciones científicas
debidamente acondicionadas. Otras zonas poco pobladas se localizan en la Cuenca del Congo, África, y en la
Cuenca del Amazonas, Brasil; es decir, en las zonas del clima ecuatorial donde el calor y la humedad originan
una abundante vegetación que dificulta la vida humana.
Como vemos, el clima determina en gran medida el tipo de suelo y de vegetación que habrá en cierta región.
Por ello, los asentamientos humanos están directamente relacionados con la capacidad que tiene la tierra
para brindarle alimento.
6. ZONAS CLIMÁTICAS DE LA TIERRA
En la tierra existen dos zonas frías (en los Polos), dos templadas y una cálida. Las regiones que están en la
zona cálida , tienen temperaturas muy altas durante todo el año. En ella abundan los desiertos. Las regiones
que están en las zonas frías, tienen temperaturas muy bajas durante todo el año y casi no existe vegetación.
En las zonas templadas, las temperaturas son moderadas, suben un poco en verano y bajan en invierno.
Los climas se describen con arreglo a códigos previamente acordados o con términos descriptivos un tanto
imprecisos en su definición que, no obstante, resultan útiles. A escala global se puede hablar del clima en
términos de zonas, o cinturones, que pueden trazarse entre el ecuador y el polo en cada hemisferio. Para
comprender éstas hay que tomar en consideración la circulación en la capa superior de la atmósfera, o
estratosfera, así como en la atmósfera inferior, o troposfera, zona donde se manifiesta el clima. Los
fenómenos de la atmósfera superior no fueron c onocidos hasta el desarrollo de tecnologías avanzadas, como
los cohetes, los vuelos a gran altitud y los satélites artificiales.
23

24. El clima de una zona determinada depende en parte de su latitud (es decir, de su distancia al ecuador). Las
regiones próximas al ecuador son las más calurosas. Cuanto más alejados del ecuador, más frío es el clima.
Los lugares más fríos del mundo son las regiones polares, situadas en torno a los polos Norte y Sur. El clima
se ve también afectado por la proximidad del mar. La temperatura del mar calienta o refresca la tierra
próxima a él, por lo que las regiones costeras suelen tener temperaturas mucho menos extremas que las
zonas del centro de los continentes. Otro factor importante es la altitud , o sea, la altura de un lugar respecto
al nivel del mar. Cuanto más elevado, más frío es su clima.
Figura 6. Grandes zonas climáticas de la tierra
Fuente: www.ideam.gov.co
Existen diferentes formas de clasificar los climas de la tierra, en ellos, las variables temperatura y prec ipitación
son las más utilizadas, pues son de las pocas que tienen el registro más antiguo (~100 años). La c orrelación
entre la vegetación y la temperatura/humedad da como resultado las “Regiones Fitogeográficas”
Los sistemas de clasificación pueden ser:
• empíricos: basados en los efectos observados del clima. Identifican tipos de clima similares.
• genéticos: basados en el por qué ocurren los tipos de clima en determinada zona.
La utilidad de un sistema climático depende del propósito para el cual fue diseñado. La mayoría de las
clasificaciones empíricas clasifican los grupos climáticos de acuerdo con sus efectos sobre algún elemento o
fenómeno dependiente del clima. Entre ellos la vegetación natural se mantiene como uno de los de primera
importancia. El punto de vista apoyado por muchos botánicos-climatólogos es que la vegetación natural
funciona como un integrador de las características del clima en una región; la vegetación, en efecto, es un
instrumento para medir el clima en el mismo sentido en que el termómetro mide la temperatura.
Que este punto de vista es una simplificación es indudablemente verdad. No obstante, ésta ha sido la primera
motivación de muchos climatólogos, y esta preeminencia se sustenta en el hecho de que muchos libros de
texto y otras fuentes se refieren a los climas usando los nombres de la vegetación, como, por ejemplo, bosque
húmedo, taiga o tundra.
24

25. 6.1 SISTEMA DE KÖPPEN
Creado en 1900 y modificado en 1918, fue el primer esfuerzo por sistematizar el clima mundial. Introduce un
método cuantitativo para procesar cualquier conjunto de datos y ubicarlo dentro de la clasificación. Reconoce
la relación que existe entre la vegetación y la temperatura y humedad; utiliza la temperatura mensual
promedio, la precipitación mensual promedio y l a temperatura anual promedio.
Wladimir Köppen, un alemán botánico y climatólogo, desarrollo la más popular (Pero no la primera) de esas
clasificaciones basadas en la vegetación. Su objetivo fue diseñar fórmulas que pudieran definir fronteras
climáticas de tal modo que se correspondan con aquellas zonas de vegetación que él había estado diseñando
durante toda su vida. Köppen publicó su primer esquema en 1900 y una versión revisada en 1918. Continuó
revisando su sistema de clasificación hasta su muerte en 1940.
La clasificación de Köppen está basada en la subdivisión de los climas terrestres dentro de cinco grandes
tipos, los cuales están representados por las letras mayúsculas A,B, C, D y E. Cada uno de estos tipos de
clima, excepto el B, está definido por c riterios de temperaturas. El tipo B esta basado en precipitaciones
Los principales climas según Köppen son:
A Lluvioso Tropical
B Seco
C Lluvioso de latitudes medias, invierno moderado
D Lluvioso de latitudes medias, invierno fríos
E Polar
Como señalamos arriba, la temperatura define los cuatro grandes tipos climáticos. Estos son subdivididos,
con letras adicionales otra vez, usadas para designar varios subtipos.
Los climas del tipo A (Los más cálidos) están diferenciados en base a la estacionalidad de las precipitaciones:
Af (no estación seca), Am (estación seca corta), o Aw (estación seca invernal).
Los climas del tipo E (los más fríos) son convencionalmente separados en tundra (ET) e Inlandsis (EF).
Los climas de las latitudes medias C y D van acompañados de una segunda letra, f (sin estación seca), w
(estación seca de invierno), o s (verano seco), y un tercer símbolo (a,b,c ó d [esta última subclase existe sólo
para los climas del tipo D), indicando el calor del verano o el frío del invierno. La tabla da los criterios
específicos para el sistema Köppen-Geiger-Pohl de 1953.
El tipo B designa los climas en los cuales el factor determinante de la vegetación es la sequedad (más que las
bajas temperaturas). La aridez no es un asunto sólo de precipitaciones sino que está definida por la relación
entre las precipitaciones que penetran en el suelo en el que las plantas crecen y la evaporación que hace que
se pierda esa húmedad. Mientras que la evaporación es difícil de evaluar y no es una medida convencional en
las estaciones meteorológicas, Köppen se vio forzado a sustituir la fórmula que identifica aridez en términos
de índice de temperatura-precipitaciones (i.e., la evaporación se sobreentiende que está controlada por la
temperatura). Los climas secos se subdividena su vez en áridos(BW) y semiáridos (BS), y cada uno puede
diferenciarse aún más añadiéndole un tercer código, h para cálido y k para frío.
Estos grupos se subdividían a su vez en función del régimen pluviométrico y de las temperaturas, también
señalados mediante letras, en este caso minúsculas, que unidas a las anteriores especificaban la variedad
climática de un espacio determinado dentro de cada categoría principal. Así, por ejemplo, un clima tipo Csa
25

26. indica que se trata de un clima templado con veranos secos y calurosos e inviernos húmedos y suaves, es
decir, lo que se conoce como un clima mediterráneo.
Principales Tipos Climáticos según Köppen
Af Lluvioso tropical Cw Lat medias, humedo-seco, invierno moderado
Aw Lluvioso tropical, húmedo-seco Cf Lat medias, lluvioso, invierno moderado
Am Monsón tropical Dw Lat medias, humedo-seco, invierno frío
BS Estepa Df Lat medias, lluvioso, invierno frío
BW Desierto ET Tundra
Cs Mediterráneo EF Casquete de hielo
Figura 7. Climas según Köppen
Fuente: Medio Ambiente En Colombia
Köppen y su colaborador Geiger definieron seis grandes grupos de climas, asociados a la vegetación, a los
que designaron mediante letras mayúsculas: A (tropical), B (subtropical), C (templado), D (frío), E (polar) y H
(montaña).
En las montañas la temperatura disminuye con la altitud, mientras que aumentan las precipitaciones, al
menos hasta un cierto nivel altimétrico. La montaña, en este sentido, altera las características de la zona
climática en la que se sitúa. Por este motivo, no se pueden establecer unos rasgos con validez universal que
lo definan, aunque sus variedades climáticas son fácilmente reconocibles, como el clima alpino. Presenta
unas temperaturas invernales negativas y unas estivales positivas, aunque la temperatura media anual se
establece en torno a los 0 ºC; la oscilación térmica es inferior a los 20º y las precipitaciones, más abundantes
en verano que en invierno, superan los 1.000 mm anuales.
La clasificación de Köppen ha sido criticada por muchas causas. Se ha argüido que los acontecimientos
extremos, tales como un período de sequía o una inusual ola de frío, son tan significativas en el control de la
26

27. distribución de la vegetación como las condiciones medias en las cuales se base el esquema de Köppen.
También se ha indicado que otros factores meteorológicos distintos de los usados en la clasificación, tal como
las horas de luz solar o el viento, son muy importantes para la vegetación. Además, se ha sostenido que la
vegetación puede responder sólo lentamente al clima, de modo que las zonas de vegetación observables hoy
son en parte causa de climas del pasado.
Muchos críticos tienen llamado la atención sobre la bastante pobre correspondencia entre las zonas de
Köppen y la distribución observada de la vegetación en muchas áreas del mundo. A pesar de estas y otras
limitaciones, el sistema de Köppen se mantiene como la más popular clasificación climática en uso hoy.
6.2 SISTEMA DE THORNTHWAITE
Una mayor contribución al agrupamiento climático fue hecha por el geógrafo y climatólogo estadounidense C.
Warren Thornthwaite en 1931 y 1948. Creado en 1931, modificado en 1948. Basado en los conceptos de
humedad y eficiencia térmica. A partir del sistema de Köppen y en asocio con Hare (1955), llegan a la
conclusión de que no era útil como método de clasificación de climas forestales, ya que los valores de
precipitación y temperatura no constituyen por si solos parámetros climáticos para el control de la vegetación .
Este geógrafo primero usó una vegetación basada en una aproximación que hizo uso de conceptos derivados
de eficiencia de la temperatura y efectividad de las precipitaciones como medio de especificar los efectos
climáticos en la vegetación. Su segunda clasificación retuvo estos conceptos en la forma de un índice de
humedad y un índice de eficiencia térmica pero cambió radicalmente los criterios de clasificación y rechazó la
idea de usar la vegetación como el integrador del clima, intentando en lugar de eso clasificar "racionalmente"
en base a los valores numéricos de esos índices.
El concepto es anterior pero nunca fue aplicado por falta de datos de evaporación; Thornthwaite desarrolla un
índice de evaporación-precipitación. Difiere de Köppen en que los límites no están asociados a ningún criterio
de vegetación o suelo; considera la evapotranspiración y la evapotranspiración potencial.
Thornthwaite y Hare (1955), enumeran cuatro factores como responsables de la evapotranspiración:
• Suministro de energía externa a la superficie que se evapora (principalmente la radiación solar).
• La capacidad del aire de eliminar el vapor (que depende de la velocidad del viento, la estructura de la
turbulencia y la disminución de la concentración de vapor con la altura).
• La naturaleza de la vegetación (especialmente su capacidad de reflejar la incidencia de radiación,
ocupación del suelo y profundidad del sistema radicular).
• La naturaleza del suelo (especialmente la cantidad de agua en la zona de las raices).
Algunas consideraciones que tiene en cuenta el Sistema de Thornthwaite son:
• Efectividad de la precipitación: prec/evap por mes.
• Ó prec/evap mesual = índice de efect. precipitación
• También lo aplica para índice de efectividad de temperatura
• 5 grandes climas, 32 tipos climáticos
Principales climas según Thornthwaite
A Perhúmedo T/E = 14.2
B Húmedo T/E = 28.5 -71.2
C Subhúmedo T/E = 85.5
D Semiárido T/E = 99.7
27

28. E Arido T/E = 114.0
6.3 SISTEMA DE HOLDRIDGE
Creado en 1947. Relaciona la biotemperatura (>0° C) y la precipitación promedio anual. Establece un
esquema de zonas de vida y define provincias de humedad, regiones latitudinales y pisos altitudinales, como
se muestra en la figura 8.
Figura 8. Sistema de zonas de vida de Holdridge con leves modificaciones
Fuente: Clasificaciones climáticas (www.fs.fed.us/research/publications/producci%F3n_
forestal_para_am%E9rica_tropical/ap%E9n.b.pdf - )
El diagrama original (1947), fue modificado posteriormente (1967), este ha tenido aplicación especialmente en
países del geotrópico. Las zonas se definen mediante límites progresivos del promedio de precipitación anual
y del promedio de biotemperatura. Esta última se deriva para un año promedio sumando todas las
temperaturas por hora entre 0 y 30 °C (los límites supuestos para el crecimiento de las plantas) y dividiendo
por la cantidad total de horas en un año.
Todas las zonas tropicales de Holdridge tienen una biotemperatura que excede los 24 °C; el promedio de las
sub-tropicales es de 18 a 24 ° C, y generalmente estan libres de heladas.
Una de las ventajas principales del sistema de Holdridge es que está basado en parámetros climáticos que
tenemos al alcance: la precipitación y la biotemperatura, como ya se dijo esta requiere de datos diarios de
temperatura que de no tenerse se puede aproximar madiante la siguiente fórmula (Holdridge, 1978)
28

29. Este sistema difiere de los demás por su escala geométricamente progresiva, porque confía principalmente en
promedios anuales (para describir un clima estacional), y por sus franjas altitudinales. Su gran cantidad de
zonas complica el trazado de mapas a escala mundial. Sin embargo se ha completado mapas para los países
de Centroamérica, el caribe y norte de Sudamérica. En la página siguiente se presenta el diagrama que se
usa actualmente.
6.4 CLIMAS SEGÚN STRAHLER
Hoy en día se hace necesario otro tipo de noción del clima, una concepción que tenga en cuenta: la
sucesión de tipos de tiempo sobre un territorio, los centros de bajas y altas presiones (centros de acción),
que actúan y las masas de aire que provocan esos tipos de tiempo. A esta idea responde la clasificación
climática de Arthur Strahler. Sin embargo, Strahler no tiene suficientemente en cuenta las consecuencias
bioclimáticas. No obstante, esta es una clasificación mucho más descriptiva, ya que denomina a los climas
con un lenguaje comprensible.
La clasificación de Strahler tiene la ventaja de que se puede cruzar con la clasificación de las grandes
biocenosis terrestres que hacen Lacoste y Salanon, con lo que podemos tener clasificación climática y
biogeográfica juntas.
Strhler distingue los siguientes climas:
Clima ecuatorial lluvioso (Ecuatorial): Este es el clima que encontramos en la zona de convergencia
intertropical (ZCIT), en torno a los 10º de latitud alrededor del ecuador. Está dominado por las masas de
aire ecuatorial cálidas y húmedas, pero también encontramos masas de aire tropical marítimo. Es un clima
lluvioso todo el año, las lluvias suelen ser fuertes y de carácter convectivo. Se superan los 2.500 mm al
año. Puede haber algún período más seco, debido al desplazamiento de la ZCIT. A lo largo del año
encontramos una notable uniformidad térmica, en torno a los 27 ºC. En la clasificación Köppen Af. Las
zonas representativas son: la cuenca del Amazonas y del Congo (África), y las Indias Orientales, desde
Sumatra hasta Nueva Guinea.
Clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral (Monzónico): Este es un clima que se encuentra
entre los 5º y los 25º de latitud. Está dominado por las masas de aire tropical marítimo, cálida y húmeda
que proceden de los bordes occidentales de los anticiclones subtropicales. Tiene una estación seca muy
marcada y un máximo pluviométrico que se alcanza cuando está cerca la ZCIT. Tiende a darse en el este
de los continentes y se potencia cuando hay un obstáculo orográfico que obliga a elevarse a las masas de
aire. Es un clima muy lluvioso, en torno a los 2500 mm, y con escasa oscilación térmica, entre 25 y 27 ºC.
En la clasificación Köppen Am y Af. Las zonas más representativas de este tipo de clima son: el Asia
suroriental, en Norteamérica la zona Florida y el golfo de México, América central y el Caribe y
Madagascar en África.
Clima tropical seco y húmedo (Tropical): Este clima se encuentra entre los 5º y los 20º de latitud (10º y
30º en Asia). Los centros de acción son: la ZCIT y las altas presiones subtropicales. Las masas de aire
que le afectan son ecuatoriales, y tropicales marítimo y continental. Se caracteriza por tener dos
estaciones muy marcadas: una seca y otra húmeda. La estación seca se da cuando el sol está bajo en el
29

30. horizonte a mediodía y la húmeda cuando está alto. Las lluvias dependen de la posición de la ZCIT. En la
clasificación Köppen Aw y Cw. Las zonas representativas de estos climas son: India, Indochina, el oeste
de África, Suramérica en las regiones periféricas del Amazonas y Australia.
Clima tropical seco (Desértico): Este clima se encuentra entre los 15º y los 25º de latitud. Ocupan las
regiones manantiales de las masas de aire tropical continental, es decir, las células de las altas presiones.
Las masas de aire son estables y secas; y la insolación muy fuerte. El ciclo de temperaturas depende de
la posición relativa del sol. En él se encuentran las regiones áridas e hiperáridas, aunque en zonas de
transición encontramos algunos meses en los que llueve. La amplitud térmica diaria es muy contrastada;
pero la anual no. Suelen darse fuertes vientos que dificultan la colonización vegetal. En la clasificación
Köppen BWh y BSh. Las zonas representativas son el Sáhara en África, Arabia, el desierto australiano y
pequeñas regiones de Sudáfrica, Suramérica y México.
Clima subtropical seco (Desértico): Este clima se da entre los 25º y los 35º de latitud. En realidad no es
otra cosa que una extensión hacia el norte del clima tropical seco, pero la precipitación es mayor y la
amplitud térmica anual también. Está dominado por las masas de aire tropical continental, pero en las
épocas en las que la posición relativa del sol es más baja pueden llegar masas de aire polar continental o
marítimo. En la clasificación Köppen BWh y BSh. Las zonas típicas de este clima son: los desiertos del sur
de Estados Unidos, el norte de África, el Próximo Oriente, las regiones meridionales de Australia y
Sudáfrica, y la Pampa y Patagonia argentinas.
Clima subtropical húmedo (Chino): Este clima se encuentra entre los 20º y los 35º de latitud, y se da en
las fachadas orientales de los continentes. Está dominado por las masas de aire tropical marítimo, cálidas
y húmedas que surgen en el sector occidental de los anticiclones subtropicales, pero también llegan
masas de aire polar continental, frío y seco, con las variaciones del frente polar. En realidad es una
extensión hacia el norte del clima monzónico y de los vientos alisios en el litoral, pero con advección de
aire polar. El carácter marino de las masas de aire tropicales provoca abundantes lluvias en verano, la
mayoría de ellas de tipo convectivo. Son frecuentes los huracanes, en otoño. En la clasificación Köppen
Cfa. Las zonas representativas de este clima son: el sudeste de Estados Unidos, el sur de China,
Formosa (Taiwán) y el Japón, Uruguay y las zonas próximas de Brasil y Argentina, y la costa oriental de
Australia.
Clima mediterráneo: El clima mediterráneo se da entre los 30º y los 45º de latitud y en el oeste de los
continentes. Se caracteriza por tener inviernos relativamente húmedos y veranos secos, resultado de las
variaciones del frente polar y las altas presiones subtropicales. Estos son los centros de acción principales
que dominan el clima. Las masas de aire que encontramos son de tipo tropical marítimo o continental y
polar marítimo. Las masas de aire polar marítimo dominan en otoño e invierno y también en primavera.
Son responsables de la mayo r parte de las precipitaciones en este clima. Las estaciones más lluviosas
son las intermedias, otoño y primavera. Especialmente en otoño, se pueden dar lluvias torrenciales
provocadas por la acumulación de calor en las masas de agua durante el verano, y la llegada de gotas
frías polares. En invierno pueden aparecer, localmente, anticiclones térmicos. Las temperaturas son
suaves durante todo el año, con poca amplitud térmica anual (unos 15 ºC), sin embargo las condiciones
topográficas pueden variar estos parámetros y encontrarnos con un clima más seco y frío; de inviernos
secos y fríos y veranos frescos, aunque siempre dentro de las condiciones generales. Lo más significativo
del clima son los tres o cinco meses de aridez en el verano; cuando está bajo el dominio del anticiclón
subtropical. En la clasificación Köppen Csa y Csb. Las zonas representativas de este clima son: el entorno
del Mediterráneo de Europa y África, en Norteamérica California central y meridional, Australia
suroccidental, la costa chilena en el entorno de Santiago y la región de Ciudad del Cabo.
Clima marítimo de la costa oeste (Oceánico o Atlántico): Este clima se da entre los 35º y los 60º de
latitud, en las costas occidentales de los continentes. Está dominado por los centros de acción del frente
30

31. polar y las altas presiones subtropicales. Las masas de aire que dominan son de tipo polar marítimo, que
trae el frente polar, frías y húmedas. La acción del anticiclón subtropical se reduce a algunos días en
verano, que es la estación con menos lluvias. El resto del año las precipitaciones son abundantes, aunque
se alcanza el máximo pluviométrico en invierno. Las temperaturas son frescas pero suaves, y la amplitud
térmica reducida. En la clasificación Köppen Cfb yCsb. Son zonas representativas de este clima: Europa,
la costa oeste norteamericana, Nueva Zelanda y el Chile medio.
Clima seco de las latitudes medias (Continental): Este clima se desarrolla entre los 35º y los 55º de
latitud, en el interior de las grandes masas continentales, alejado de la influencia de las masas de aire
polar marítimo. También está afectado por las oscilaciones del frente polar pero las masas de aire que
dominan, casi en exclusiva, son del tipo polar continental, frías y secas. En invierno queda bajo el dominio
de un potente anticiclón térmico, origen de masas de aire polar continental, que también actúa en verano.
Las lluvias son esporádicas y se deben a la advección de aire polar marítimo ocasional, que puede tener
lugar en verano. El verano es la época más lluviosa. Sin embargo, este clima es seco. Los inviernos son
fríos y rigurosos, y los veranos pueden ser calurosos. La amplitud térmica anual es muy acusada, y puede
serlo también la diaria. En la clasificación Köppen BWk y BSk. Las zonas representativas de este clima
son casi exclusivamente del hemisferio norte: las zonas centrales de Norteamérica, Europa y Asia.
Clima continental húmedo (Continental): Este clima se encuentra entre los 30º y los 35º de latitud tanto
en el este como en el oeste de los continentes, aunque apenas se encuentra en el hemisferio sur. En
realidad es la transición entre el clima marítimo de la costa oeste (o el clima subtropical húmedo), y el
clima seco de las latitudes medias. Se encuentra en la zona de actividad del frente polar por lo que le
afectan las masas de aire polar continental y ártico, pero también tropical marítimo, que son las
responsables de la mayor parte de las lluvias, por el efecto monzónico. En Europa estas masas de aire
son del tipo polar marítimo. Las precipitac iones son copiosas, y las temperaturas frías y contrastadas.
Puede tener veranos cálidos y lluviosos e inviernos fríos y relativamente secos. Esta tremenda oscilación
térmica se debe a la advección de masas de aire tropical y ártico. En la clasificación Köppen Dfa y Dfb.
Las zonas representativas de este clima son el este de Estados Unidos y sur de Canadá, el este de China,
Corea y Japón y Europa central y oriental.
Climas de los bosques boreales (Boreal): Este clima se encuentra entre los 50º y los 70º de latitud,
sobre todo de latitud norte ya que en el hemisferio sur apenas lo encontramos en algunas islas. Ocupa las
regiones manantiales de las masas de aire polar continental que alimentan el frente polar. Los inviernos
son largos y rigurosos, y los veranos cortos y fríos. En invierno llegan masas de aire ártico y en verano
polar marítimo. El verano es la estación más lluviosa. Pero en general las lluvias son pocas y casi siempre
en forma de nieve. En la clasificación Köppen Dfc, Dw y Cfc. Las regiones más típicas de este clima son:
Eurasia desde el norte de Europa hasta el Pacífico, por Siberia, y Norteamérica desde Alaska hasta
Groenlandia.
Clima de tundra: Este clima se desarrolla entre los 60º y los 75º de latitud. Ocupa las franjas costeras
ártica y antártica, y está dominado por las masas de aire polar continental y marítimo y ártico. Se dan
frecuentes tormentas ciclónicas. Los inviernos son largos y rigurosos. No hay un verdadero verano,
aunque sí una estación, muy corta, algo más suave. Las precipitaciones son siempre en forma de nieve.
En la clasificación Köppen ET. Los países representativos de este clima son: la vertiente ártica de
Norteamérica, Europa y Siberia, la costa de Groenlandia y la costa antártica.
Clima del casquete polar (Polar): Este clima se desarrolla entre los 65º y los 90º de latitud. Son las
regiones manantiales del aire ártico y antártico. Se sitúa en los inlandsis y tiene temperaturas muy bajas
durante todo el año, siempre por debajo de 0 ºC lo que provoca un descenso del aire por causas térmicas
y una fuerte inversión térmica. Se dan fuertes ventiscas superficiales. Las precipitaciones son escasas
31

32. 32

33. pero siempre en forma de nieve, que no se derrite. En la clasificación Köppen EF. Las regiones típicas de
este clima son los casquetes polares ártico y antártico y el inlandsis de Groenlandia. La biocenosis es
virtualmente imposible, no hay ni suelo, ni vegetación, ni fauna, salvo bacteriológica.
Climas de montaña: Las montañas tienden a tener condiciones climáticas diferentes del clima zonal donde
se encuentran, debido a un descenso de la temperatura con la altura. El gradiente térmico negativo de 0,5-1
ºC cada 100 m supone un aumento de la humedad relativa del aire y la presencia de lluvias orográficas
abundantes en la vertiente de barlovento; y menores en la vertiente de sotavento. La orientación con respecto
a los vientos dominantes y el sol es de transcendencia vital. También reciben una mayor insolación y un
régimen de vientos específico, creando un topoclima diferenciado. Sin embargo, los centros de acción, las
masas de aire y los frentes que le afectan son los mismos que en el clima zonal. El efecto que estas
diferencias de temperatura y humedad tiene en la distribución altitudinal de la vegetación es trascendental. En
la cliserie se suelen diferenciar cuatro pisos: basal, montano, subalpino y alpino, situados a diferentes alturas
y con diferentes espesores según las distintas montañas y orientaciones. En realidad la cliserie es la
sustitución de una comunidad de plantas por otra debido a un cambio en las condiciones del clima. Se puede
producir en un mismo lugar a lo largo del tiempo, o por los cambios que introduce en el clima la altitud de una
montaña. Antiguamente se decía climaserie. El clima de montaña tiene una especial importancia en Europa.
Aunque no tiene montañas muy altas, sí son montañas muy humanizadas y de gran importancia económica y
ecológica.
33

34. EDAFOLOGÍA
El suelo es la cubierta superficial de la mayoría de la superficie continental de la Tierra. Es un agregado de
minerales no consolidados y de partículas orgánicas producidas por la acción combinada del viento, el agua y
los procesos de desintegración orgánica. Es el sistema complejo que se forma en la superficie del terreno,
inicialmente por la alteración física y química de las rocas y luego también por la influencia de los seres vivos,
desarrollando una estructura en niveles superpuestos, el perfil, y una composición química y biológica
definidas.
El estudio del suelo implica el análisis de su mineralogía, su física, su química y su biología. Constituye un
conjunto complejo de elementos físicos, químicos y biológicos que compone el sustrato natural en el cual se
desarrolla la vida en la superficie de los continentes. El suelo es el hábitat de una biota específica de
microorganismos y pequeños animales. Desde el punto de vista biológico, las características del suelo más
importantes son su permeabilidad, relacionada con la porosidad, su estructu ra y su composición química.
Los suelos retienen las sustancias minerales que las plantas necesitan para su nutrición y que se liberan por
la degradación de los restos orgánicos.
Los procesos que forman el suelo arrancan con la meteorización física y química de la roca bruta. Continúa
con el primer establecimiento de una biota, en la que frecuentemente ocupan un lugar prominente los
líquenes, y el desarrollo de una primera vegetación. El aporte de materia orgánica pone en marcha la
constitución del edafón. Éste está formado por una comunidad de descomponedores, bacterias y hongos
sobre todo, y detritívoros, como los colémbolos o los diplópodos, e incluye también a las raíces de las plantas,
con sus micorrizas. El sistema así formado recicla los nutrientes que circulan por la cadena trófica. Los suelos
evolucionados, profundos, húmedos y permeables suelen contar con las lombrices de tierra, anélidos
oligoguetos comedores de suelo, en su edafón, lo que a su vez favorece una mejor mezcla de las fracciones
orgánica y mineral y la fertilidad del suelo.
La composición de un suelo varía con la profundidad. El afloramiento natural o artificial de un suelo revela una
serie de zonas diferentes entre sí. Cada una de estas zonas constituyen un HORIZONTE o PERFIL DEL
SUELO.
Los tres horizontes o zonas principales de un suelo típico, se pueden describir, de abajo arriba, como sigue:
* Horizonte C: esta es una zona de roca parcialmente desintegrada y descompuesta. Parte de los minerales
de la roca basal original están presentes todavía, pero otros se han transformado en materiales nuevos. El
horizonte C pasa gradualmente hacia abajo a la roca inalterada.
* Horizonte B: esta zona descansa directamente sobre el horizonte C; en ella el intemperismo ha actuado
con mayor intensidad que en la zona subyacente; sólo aquellos minerales de la roca original más resistentes
a la descomposición (el cuarzo por ejemplo), se pueden reconocer todavía. En otros se han convertido en
nuevos minerales o en sales solubles. A causa de que el material se deposita en el horizonte B, se conoce a
éste con el nombre de "zona de acumulación".
* Horizonte A: es esta la zona superior - en la que podemos introducir una pala cuando escarbamos en un
34

35. Figura 10. Proceso de formación del suelo
Fuente: Suelos (www.fortunecity.es/expertos/profesor/171/suelos.html)
Figura 11. Perfil de suelo.
Fuente: Manual para extensionistas, promotores y productores de campo y Wikipedia
jardín. Esta es la zona de la cual los óxidos de hierro han pasado al horizonte B, y en los climas secos es la
fuente de algunos materiales solubles que pueden ser depositados en el horizonte B. El proceso mediante el
cual estos materiales son arrastrados hacia abajo por el agua del suelo, se llama LIXIVIACION y al horizonte
A se le da algunas veces el nombre de "zona de lixiviación". La presencia de cantidades variables de materia
35

36. orgánica tiende a dar al horizonte A un color que va del gris al negro. Los tres horizontes de suelo se han
desarrollado a partir del material originado subyacente. Cuando este material queda expuesto por primera vez
en la superficie, la parte superior queda sujeta a un intemperismo intenso y la descomposición actúa
rápidamente. Conforme avanza la descomposición del material, el agua que percola hacia abajo comienza a
lixiviar algunos de los minerales y los deposita en niveles inferiores. Así se forman gradualmente el horizonte
A y el horizonte B. Pero el intemperismo continúa, aunque ahora a menor velocidad, sobre el material
subyac ente, dando lugar a la formación del horizonte C. Con el paso del tiempo el horizonte C alcanza niveles
cada vez más profundos dentro del material inalterado subyacente, el horizonte B se desplaza hacia abajo y
el horizonte A, a su vez, pasa los límites de la parte superior del horizonte B. Finalmente, queda constituido un
suelo "maduro".
1. FACTORES Y PROCESOS QUE INTERVIENEN EN LA FORMACIÓN DEL SUELO.
En el desarrollo y formación del suelo intervienen numerosos tipos de procesos, algunos de ellos son de tipo
pasivo; otros son agentes activos. Los cinco principales formadores del suelo son:
• La materia madre,
• El relieve o topografía
• El tiempo.
• El clima
• Actividad biológica.
El primero de los formadores del suelo de tipo pasivo es el material madre, es decir, el manto, ya sea residual
o transportado, de roca disgregada que constituye la mayor parte del suelo. Una excepción a la regla general
de que el tipo de suelo no depende del material madre la encontramos en los suelos jóvenes que no han
tenido suficiente tiempo para desarrollarse.
Otro formador del suelo de tipo pasivo es el relieve o topografía, cuando una pendiente es acusada, la erosión
superficial por escorrentía es más rápida y la penetración del agua menor que pendientes más suaves. Esto
significa que el suelo será tanto más delgado cuanto más aguda sea una pendiente. Las áreas llanas y altas
acumulan un suelo grueso, que tiene una capa amplia y densa de arcilla y que está excesivamente lixiviado.
En tierras llanas y bajas, también poseen suelos gruesos, pero están pobremente lixiviados y son de color
oscuro. Aquí, la lixiviación, retarda la descomposición de la vegetación y hace que se acumule el humus. Otro
aspecto de la influencia del relieve es la orientación de la superficie con respecto a los rayos del sol. Ya que
aquellas orientadas al Sur (pendientes), están expuestas a los efectos caloríficos y desecantes de la luz solar,
poseen diferentes tipos de vegetación; mientras que aquellas orientadas al Norte, conservan el frío y la
humedad durante más tiempo.
Un tercer factor pasivo que interviene en la formación del suelo, es el tiempo. Se dice que un suelo es maduro
cuando han actuado sobre él todos los procesos un tiempo lo bastante largo para haber desarrollado un perfil
que cambiará sólo de modo imperceptible en el futuro. Mientas que se considera a un suelo joven, a aquel
que ha evolucionado a partir de depósitos de origen fluvial o glacial, en estos suelos los horizontes
característicos están poco desarrollados o faltan por completo. De todos los procesos que intervienen
activamente en el desarrollo del suelo, el clima es quizás el más importante. Los elementos climáticos que
influyen en el desarrollo del suelo son:
• La humedad (precipitación, evaporación y humedad relativa).
• Temperatura.
• El viento.
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37. Figura 12. La topografía como formadora del suelo. 1) Sobre la meseta : horizontes A,B,C bien
desarrollados, (2) Sobre la pendiente : A (B) C , (3) Sobre la base de la pendiente : A - C (Ab - Bb).
Fuente: Suelos (www.fortunecity.es/expertos/profesor/171/suelos.html)
La precipitación suministra el agua necesaria para las actividades biológicas y químicas del suelo. En cambio,
las precipitaciones excesivas tienden, a eliminar por lixiviación sustancias importantes para el desarrollo de
los suelos. Este proceso de arrastre por el agua que se filtra a través del suelo, se conoce con el nombre de
ELUVIACION.
En los climas secos, la evaporación excede a la precipitación y el suelo está seco durante largo períodos.
Debido a la capilaridad, el agua de saturación asciende lentamente a la superficie, donde se evapora,
abandonando las sales que llevaba disueltas. El carbonato de calcio, es la sal que se deposita formando una
costra blanquecina sobre el suelo.
La temperatura es otro factor, climático importante en la formación de suelos. Actúa de dos maneras:
• La actividad química se incrementa al aumentar la temperatura y se reduce al disminuir ésta,
cesando cuando el agua del suelo se hiela.
• La actividad de las bacterias intensifica al aumentar la temperatura del suelo. Allí donde las bacterias
proliferan (regiones húmedas) consumen todas las plantas que yacen en el suelo, lo que conlleva a
que no exista una capa vegetación en descomposición sobre el suelo y la cantidad de humus es
pequeña. En los climas continentales fríos, la acción bacteriana es más reducida y una capa
abundante de vegetación en descomposición cubre el suelo del bosque, por ejemplo.
El viento, por su parte, incrementa la evaporación y arranca de la superficie del suelo en regiones áridas la
protección vegetal. El polvo arrastrado por el viento puede acumularse en ciertas áreas y constituir el material
a partir del cual se formará el suelo, o bien puede causar la formación de médanos y dunas.
Tanto las plantas como los animales tienen una gran influencia en el desarrollo del suelo. El reino vegetal
consta de la macroflora (árboles, arbustos y hierbas) y la microflora (bacterias y hongos).
Las plantas contribuyen a mantener la fertilidad del suelo haciendo ascender las sustancias (calcio, magnesio,
potasio) de los estratos inferiores del suelo a los tallos y hojas, y abandonándolas después en su superficie al
37

38. descomponerse. La vegetación muerta da lugar al humus, la materia orgánica inerte del suelo, dándole ese
color pardo oscuro o negro. El proceso formador de humus o humificación es, esencialmente, la oxidación
lenta de la materia vegetal.
Por su parte, la microflora, es decir, los hongos y las bacterias, encontramos que las bacterias consumen
humus. En los climas fríos, el crecimiento de las bacterias es lento, y por lo tanto, el humus se puede
acumular en y sobre el suelo. Los suelos de los climas subárticos y de tundra tienen mucha materia orgánica
sin descomponer, que se acumula en ciertos puntos, dando lugar a capas de turba, pero en los climas
tropicales y subtropicales la acción bacteriana es intensa y toda la vegetación muerta es oxidada rápidamente
por las bacterias. El humus es casi inexistente. Otra función de algunas bacterias consiste en tomar nitrógeno
gaseoso de la atmósfera y darle la forma química apropiada para que pueda ser utilizado por las plantas. Este
proceso se denomina fijación de nitrógeno.
La acción de los animales sobre el suelo, es principalmente mecánica. Las lombrices de tierra tienen un papel
destacado en las regiones húmedas. No sólo remueven continuamente el suelo, sino que además modifican
su contextura y su composición química haciéndolo pasar por sus aparatos digestivos. Las hormigas y los
termes acarrean grandes cantidades de material desde los horizontes inferiores hasta la superficie. Animales
como topos, ratas y roedores de campo alteran y remueven el suelo. Al construir sus madrigueras transportan
a la superficie los estratos de suelo inferiores: el derrumbamiento de éstas hace que el suelo superficial pase
a niveles inferiores. Todos los seres vivientes, incluyendo a los humanos, necesitan de la humedad para
sobrevivir. Así, no resulta extraño que las regiones secas de la Tierra estén escasamente pobladas. Es así
que los desiertos cubren cerca de una tercera parte de los continentes, aunque aún no hay una definición
aceptada generalmente de lo que es un desierto, podemos decir, en líneas generales que "un desierto se
caracteriza por la falta de humedad, lo que explica, entre otras cosas, la restricción en cuanto al número de
seres vivientes que pueden habitarlo". En el desierto puede existir muy poca humedad inicial, o la que
naturalmente tiene puede ser evaporada por temperaturas extremadamente altas o encerradas en hielo por
un frío extremo.
Figura 13. Ciclo de la materia orgánica en el suelo según la pendiente.
Fuente: Suelos (www.fortunecity.es/expertos/profesor/171/suelos.html)
La parte orgánica del suelo está formada por restos vegetales y restos animales, junto a cantidades variables
de materia orgánica amorfa llamada humus. La fracción orgánica representa entre el 2 y el 5% del suelo
superficial en las regiones húmedas, pero puede ser menos del 0.5% en suelos áridos o más del 95% en
suelos de turba.
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39. Las propiedades del suelo están estrechamente ligadas con la relación SUELO - PLANTA. Consideramos dos
tipos de propiedades:
• Propiedades físicas: textura, estructura, porosidad, profundidad efectiva, nivel freático.
• Propiedades químicas: capacidad de intercambio catiónico, pH, fertilidad.
2. COMPOSICIÓN FÍSICA DE LOS SUELOS
Entre las propiedades de los suelos se encuentran: el color, distribución del tamaño de las partículas,
consistencia, textura, estructura, porosidad, atmósfera, humedad, densidad, pH, materia orgánica, capacidad
de intercambio iónico, sales solubles y óxidos amorfos-sílice alúmina y óxidos de hierro libres.
Las propiedades físicas permiten conocer mejor las actividades agrícolas fundamentales como el laboreo, la
fertilización, el drenaje, la irrigación, la conservación de suelos y agua, así como, el manejo adecuado de los
residuos cosechas. Tanto las propiedades físicas como las químicas, biológicas y mineralógicas determinan,
entre otras, a la productividad de los suelos.
2.1 COLOR DEL SUELO
Los suelos muestran gran variedad de aspectos, fertilidad y características químicas en función de los
materiales minerales y orgánicos que lo forman. El color es uno de los criterios más simples para calificar
las variedades de suelo. La regla general, aunque con excepciones, es que los suelos oscuros son má s
fértiles que los claros. La oscuridad suele ser resultado de la presencia de grandes cantidades de humus. A
veces, sin embargo, los suelos oscuros o negros deben su tono a la materia mineral o a humedad excesiva;
en estos casos, el color oscuro no es un indicador de fertilidad.
Es un factor, cuyas características son evidentes. El color puede decirnos acerca de como se ha formado un
suelo y de los materiales que lo componen. Los distintos horizontes del suelo se distinguen generalmente por
su diferente coloración. Estas van aumentando en intensidad, desde el blanco hasta el negro, pasando por el
pardo, a medida que aumenta su porcentaje de humus, que es materia orgánica parcialmente descompuesta
y finamente dividida. Esta abundancia va a depender de la abundancia de vegetación y de la intensidad de la
actividad microbiana, factores que a su vez, dependen del clima.
Así en las latitudes medias, encontramos que el color de los suelos va desde el negro o pardo oscuro en las
regiones húmedas y frías hasta pardo claro o gris en las estepas semiáridas y en los desiertos. Los suelos de
los desiertos tienen poco o nada de humus. Los suelos rojizos y amarillos, son colores que resultan de la
presencia de pequeñas cantidades de compuestos de hierro; el rojo está asociado con el sesquióxido de
hierro (Fe2O 3), e indica que el agua se filtra fácilmente a través del suelo, aunque localmente el color puede
ser debido a la presencia de rocas tales como areniscas o pizarras rojas; mientras que el amarillo puede
indicar la presencia del mismo compuesto de hierro combinado con agua (óxido hidratado de hierro). Los
colores grisáceos y azulados de los suelos (climas húmedos), indican la presencia de compuestos de hierro
reducidos y denotan que la filtración es escasa o la existenc ia de pantanos. Los suelos grisáceos (climas
secos), indican que el humus es escaso; el color blanco puede ser consecuencia de sales depositadas en el
suelo.
2.2 TEXTURA DEL SUELO
Hace referencia al tamaño de las partículas que lo componen. Las partículas se clasifican en varios grados de
gravas, arena, barro y arcilla en orden decreciente de tamaño. La textura es importante porque determina en
39