La clasificación climatológica en dasonomía

por C. W. THORNTHWAITE y F. KENNETH HARE¹

¹ C. W. Thornthwaite es Director del Laboratorio de Climatología de Centerton, N.J., E.U.A., y Presidente de la Comisión de Climatología de la Organización Meteorológica Mundial; E. Kenneth Hare es Jefe del Departamento de Geografía de la Universidad McGill, Montreal, Quebec Canadá.

Los climas, como casi todas las demás magnitudes variables, son susceptibles de clasificación. Pero interesa advertir que la taxonomía climatológica no es igual a la que ordena los organismos vivos en especies, géneros, etc., hasta órdenes. Por grande que sea el desacuerdo entre los biólogos acerca de lo que constituye una especie, no cabe duda de que el mundo de los seres vivos puede dividirse en grupos que, en general, son distintos unos de otros; entre los géneros Abies y Picea existen diferencias de morfología, fisiología y genética demasiado notables para desentenderse de ellas con ligereza. En cambio, los climas contiguos no se distinguen por desigualdades en rigor tan sorprendentes. Al contrario, uno va ligándose gradualmente con el otro en transición continua. Sólo raras voces se presentan lindes climáticos que semejan el violento contraste que exhiben, verbigracia, los géneros Pinus y Taxus

A todas luces, la clasificación dasonómica de los climas tiene indiscutible analogía con la clasificación agronómica de los suelos o de la vegetación natural. Es bien sabido que las praderas del mundo normalmente se extienden en transformación paulatina hacia el bosque, pasando por una amplia ecotonía del tipo parque o sabana. Es difícil clasificar racionalmente tal complejo natural por su suelo o la vegetación. Empero, esa labor se hace necesaria y está en vías de realizarse. No hay duda de que el «bosque de coníferas» constituye una entidad real, a pesar de lo arduo que resulte definir sus límites. Otro tanto ocurre con el clima. Frente a su intricada variación geográfica, es indispensable reconocer los tipos climatológicos y sus equivalentes geográficos, las regiones climatológicas. Cualquiera clasificación climatológica persigue la finalidad de dar una descripción concisa de los diversos tipos de clima con referencia a los agentes climatológicos verdaderamente activos, ante todo los de la humedad y el calor. El mérito de cualquier clasificación depende, en primer término, de la precisión con que permita identificar las regiones climáticas y señalar sus linderos; y en segundo lugar, de la pericia ejercitada en la elección de parámetros numéricos para definir dichos límites, así como especificar las condiciones ecológicas que abarcan.

El ingeniero de montes y el silvicultor tienen un legítimo interés en la materia. Durante muchos años se ha solido considerar la vegetación natural y el suelo como funciones complejas del clima, sea de alcance continental (como en las formaciones climax de Clements), o puramente local donde ha lugar el concepto de estación. Hoy en día son hechos de sobra conocidos que la vegetación forestal se distribuye al influjo de ciertos factores climáticos externos y que los bosques mismos obran como principales causas determinantes de los microclimas y ano de los macroclimas. Pero en lo que a la Organización de las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación concierne, la cuestión de la clasificación climatológica entraña una significación de orden mucho más práctico, dado su interés en la plantación de árboles, sobre todo de especies exóticas. La Comisión Forestal para Asia y el Pacífico, en su segundo período de sesiones celebrado del 1° al 13 de diciembre de 1952 en Singapur, pidió a la Organización Meteorológica Mundial, por conducto del Director de Montes de la FAO, que recomendara un sistema uniforme de clasificación climatológica...

«...basado en las correlaciones entre el clima y la vegetación... Tal clasificación sería en extremo útil a los organismos forestales de nuestros Estados Miembros como guía para la elección de especies exóticas destinadas a plantaciones experimentales».²

² Cita inserta en el Anexo II de la Recomendación N° 8, Abridged Final Report of the First Session Comission for Climatology, World Meteorological Organization, Wáshington, marzo 12-25, 1953, págs. 40-41.

En 1954 se discutió en la octava reunión de la Conferencia General de la UNESCO, en Montevideo, u plan de acción para la investigación científica en las regiones tropicales húmedas. En el Proyecto de Programa y de Presupuesto para 1955 y 1956 figura el siguiente dictamen:

«La preparación de mapas de las regiones tropicales húmedas en los que se indiquen las regiones expuestas a condiciones climáticas similares parece ser preliminar necesario para la ejecución del programa proyectado».³

³ Proyecto de Programa y de Presupuesto para 1955 y 1956, UNESCO, 8^a Reunión de la Conferencia General; Montevideo, 1954, párrafo 86.

Este interés que manifiestan diferentes organismos de las Naciones Unidas no es sino un reflejo del convencimiento cada vez mayor de la necesidad que en todos los países se siente de disponer de información climática exacta y detallada.

Los autores del presente trabajo dudan mucho que exista alguna clasificación que merezca adoptarse como clasificación universal. Quizá pase largo tiempo antes de que pueda elaborarse una que se aproxime al modelo apetecido. Pero acaso sea útil examinar los métodos actuales, y es lo que se intenta hacer en este artículo.

Breve reseña histórica

Los primeros ensayos de clasificación climática en un sentido moderno se hicieron a mediados del siglo XIX, tarea que principalmente acometieron los naturalistas y los biólogos. Desde un principio han llevado la iniciativa los biólogos y a estos estudiosos de la envoltura viva de la tierra se debe la mayoría de los sistemas actuales de clasificación. Los dos autores del presente trabajo, han publicado algunos apuntes acerca de esta primera fase, con abundantes citas bibliográficas, por lo cual no es necesario ofrecer más que una exposición brevísima.¹ A. Grisebach publicó en 1866 el primer atlas mundial importante de las regiones de vegetación. Habiendo salido a luz poco después que el gran fitofisiólogo Alfonso de Candolle divulgó sus copiosas investigaciones sobre los elementos que influyen en la distribución de las especies vegetales, el intento hecho por Grisebach, de clasificar la vegetación de todo el mundo, sirvió de estímulo a los climatólogos para buscar las correlaciones entre los datos de temperaturas o precipitaciones y la distribución mundial de los vegetales. Al propio tiempo realizaron los biólogos extensas investigaciones acerca del efecto del clima sobre la fonología, crecimiento y propagación de las especies vegetales. Las monografías de Carl Linsser constituyen el monumento descollante de esta etapa. Sus trabajos, dedicados a los efectos de la temperatura sobre la fonología y de la lluvia sobre la vegetación, lo llevaron a dividir el mundo en zonas climáticas, siendo así el primero en emprender una verdadera clasificación de los climas fundada en las zonas de vegetación. Posteriormente, de Candolle publicó una clasificación fisiológica de las plantas basada en la adaptación al clima, en la que aparecieron por primera vez los conocidos términos de «megatérmico», «xerófilo», «mesotérmico» y «microtérmico».

¹ THOHNTHWAITE, C. W., «Problems in the classification of climates», The Geographical Review, vol. 33, N° 2, 1943, págs. 233-265.

HARE:, F. K., «Climatic classification», The London Essays in Geography, ed. por L. D. Stamp y S. W. Wooldridge. Harvard University Press, Cambridge, 1951, págs. 111-134.

Así pues, hacia 1875 se había afirmado la idea de que los climas podían clasificarse con arreglo al tipo de vegetación o de reacción fisiológica que producen.

Pero estaba reservado a Wladimir Kõppen biólogo que se formó en San Petersburgo, recoger ese concepto y elevarlo a una primacía que nunca ha perdido. El interés de Kõppen lo indujo a adentrarse en la climatología, en que llevó la delantera por espacio de unos 60 años, y su clasificación de los climas continúa empleándose todavía hoy entre los geógrafos. Sus primeros trabajos sobre el calor y el crecimiento de las plantas siguieron la pauta de Linsser y de Candolle, pero pronto se desvinculó de la tradición para definir objetivamente las regiones climáticas del mundo. Sus estudios iniciales y entero conocimiento de las obras de Oscar Drude y de Grisebach le inspiraron la noción de que las plantas podrían ser los vehículos en que se conjugaran los diversos efectos de los elementos del clima y que cabía suponer que su distribución caracterizaba las regiones climáticas. Tal idea dominó después la labor de su vida y el pensamiento de toda una generación de climatólogos.

Kõppen dió a conocer su clasificación primero en 1900, y en lo sucesivo le hizo extensas y frecuentes modificaciones, hasta que presentó su obra definitiva en 1936. Acatando las regiones fitogeográficas o zonas de vegetación de Alfonso de Candolle, se esforzó por hallar las correspondencias climatológicas de sus fronteras, investigación que prosiguió mientras tuvo vida. Dividió la superficie de la tierra en cinco grandes zonas principales, siguiendo a de Candolle, separadas por determinados valores críticos de temperatura y precipitación. En términos del propio Kõppen estas cinco zonas comprenden un «clima seco», otro «clima nevoso»y tres «climas forestales», dispuestos como puede apreciarse en el Cuadro I.

CUADRO 1. - ZONAS CLIMÁTICAS DEL MUNDO

Climas	Símbolo	Nombre dado por Köppen	Zona equivalente (de Candolle)	Límites climáticos
Forestal1	A	Tropical lluviosa	Megatérmica	Mes más frío, temperatura sobre 18º C.
	C	Templada cálida	Mesotérmica	Mes más frío, entre -3º C. y 18° C.
	D	Boreal	Microtérmica	Mes más frío, menos de -3º C.; más cálido, sobre 10°C.
Nevoso²	E	Nevosa	Hequistotérmica	Mes más cálido, menos de 10° C.
Seco3	B	Arida	Xerófila	Precipitación anual inferior a R4.

¹ Con suficiente precipitación para la vegetación forestal.

² Demasiado frío para la vegetación arbórea.

³ Demasiado seco Para la vegetación arbórea.

⁴ Véase en el texto su expresión matemática.

De tal suerte, los límites de Köppen son en lo esencial simples promedios de los valores de los elementos climáticos registrados por observación directa. A los climas «secos» (B) corresponde una precipitación anual menor de cierto valor que depende de la temperatura media anual. Utilizó muchas fórmulas distintas para determinar esta precipitación crítica (R). En 1928 adoptó como última fórmula la expresión:

R = 0,44(T - k)

en que

T = temperatura media anual; y
k = constante cuyo valor se deduce de la concentración estacional de las lluvias.

En consecuencia, las estaciones cuya precipitación supera a R quedan comprendidas en el grupo húmedo que abarca los climas forestales y nevosos. Las cifras de temperatura media del mes más frío o más caluroso separan los climas en grupos A, C, D y E. Los climas fundamentales se subdividen después con arreglo a la distribución estacional de las lluvias y la temperatura, volviendo a emplearse los promedios simples de estos valores.

A pesar de la general aceptación que alcanzó el sistema de Köppen siempre fué insatisfactorio y resulta bastante inútil como método para clasificar los climas forestales. En primer lugar, constituye un instrumento rudimentario, tosco. Las regiones que define son extensas y de insegura aplicación; y además, no corresponden a las grandes divisiones de la vegetación terrestre. Por otra parte, tampoco se adelanta nada con tratar de ajustar los linderos regionales modificando su valor numérico como se ha hecho a menudo. El empleo de cifras directas de temperatura y precipitación para definir lindes se aleja por completo del objeto, y esto ocurre en todos los sistemas ideados por sus imitadores y apologistas. El de que una isopleta de temperatura media del aire coincida con un lindero del suelo o de la vegetación, es un caso fortuito las más de las veces. Todo sistema climatológico eficaz debe facilitar la respuesta a las cuestiones siguientes: ¿Cuáles son los verdaderos procesos que el clima gobierna? ¿Cómo pueden encontrarse los parámetros adecuados a esta actividad?

Procesos climáticos

En un concepto estadístico, el clima de una localidad suele considerarse sencillamente como «tiempo medio», que es por excelencia el criterio del meteorólogo. Juzgado a la luz de los procesos físicos, el clima se concibe mejor como la compleja acción recíproca de la vegetación y la atmósfera en la superficie de la tierra, ante todo expresada en términos del intercambio de energía, humedad e intensidad dinámica entre la superficie de la tierra y la atmósfera. Creemos que una clasificación bien fundada, de positivo valor para el estudio de la vegetación, deberá apoyarse en parámetros pertinentes a esta interacción compleja y no en los datos escuetos obtenidos por la observación meteorológica.

En la nueva clasificación climatológica que Thornthwaite propuso en 1948, ocupa un lugar muy prominente la evaporación que ocurre en la naturaleza o evapotranspiración (que es el vocablo que le corresponde), en un continente cubierto de vegetación. El principal parámetro de dicha clasificación es una expresión potencial climatológica derivada del régimen térmico; a saber: la evapotranspiración potencial. Para justificar el papel cardinal concedido a estas magnitudes, hay necesidad de hacer una pausa para explicar la naturaleza de la evaporación en una superficie terrestre, puesto que existe gran confusión al respecto en los escritos sobre ecología y fitofisiología.

La evaporación - cambio de estado del agua de líquido a vapor - representa un importante traslado de materia del suelo a la atmósfera, lo inverso de la precipitación. Pero representa también un importante vehículo de transmisión de energía ya que para producir la evaporación hacen falta enormes cantidades de calor, que luego se transportan al aire con el vapor en forma de calor latente. Por tanto, la evaporación que ocurre en la naturaleza es algo más que el fenómeno inverso de la lluvia; constituye también la corriente contraria al flujo descendente de la radiación del sol y de la atmósfera que calienta la superficie del suelo. De aquí que un solo parámetro, medida de la evaporación o cálculo del valor de la evapotranspiración potencial, sirva al mismo tiempo para comprobar dos de las principales permutas entre la tierra y la atmósfera.

La evaporación que ocurre desde la tierra, sea de estanques, lagos y ríos; de la lluvia interceptada por las hojas o los tallos de las plantas; la directa de la superficie del suelo; o la transpiración de los tejidos de las plantas verdes, sólo ocurren cuando la presión del vapor del aire ambiente es menor que la tensión del mismo en la superficie evaporante y podrán proseguir únicamente mientras subsista una fuente externa de energía. La medición de la evaporación plantea muchas dificultades. Los instrumentos como el atmómetro de bulbo poroso y el evaporímetro de tanque prestan escasa utilidad para estimar la evapotranspiración. Determinan de manera bastante arbitraria alguna función de la fuerza evaporativa del aire al nivel en que están instalados. Pero no existe relación íntima entre esa función y la corriente ascendente de vapor que fluye desde la superficie terrestre circundante. Para medir la evaporación tal y como ocurre en la naturaleza el instrumento debe ser una imitación casi exacta de las condiciones naturales de superficie, exposición, albedo¹ y abastecimiento de agua, o bien ha de estar construido de modo que mida la corriente real de humedad del suelo a la atmósfera, como un contador mide el consumo de electricidad². En rigor, no hay más que dos métodos factibles de medir con instrumentos la evaporación en condiciones naturales: el del «transporte de vapor», en que se hace uso de valores registrados de velocidad y humedad del viento a dos alturas; y el que utiliza tanques rellenos de tierra o evapotranspirómetros. El método del transporte de vapor todavía no es enteramente práctico debido a limitaciones de observación, pero los evapotranspirómetros se han instalado en muchas partes del mundo y actualmente se dispone de las determinaciones hechas durante varios años³. Sigue sin resolver el problema de construir un evapotranspirómetro para observaciones en terrenos arbolados. Hay que advertir de paso, sin embargo, que la descarga fluvial de las cuencas hidrográficas de precipitación pluvial conocida permite obtener una medida indirecta de la evapotranspiración, aunque transcurre un largo intervalo entre el almacenamiento de los excedentes de las lluvias y la descarga de la cuenca.

¹ La definición de esta palabra se encuentra más adelante.

² THORNTHWAITE, C. W., y HOLZMAN, BENJAMÍN, «Measurement of evaporation from land and water surfaces» U.S. Dept. Agric. Tech. Bul. N° 817, 1942, 143 páginas.

THORNTHWAITE, C. W., WILM, H. G. Y OTROS, «Report of the committee on evaporation and transpiration» Trans. Amer. Geophys. Union, Vol. 27, N° 5, 1946, págs. 721-723.

³ MATHER, J. R., «The measurement of potential evapotranspiration», Publications in Cllimatology, The Johns Hopkins University Laboratory of Climatology, Seabrook New Jersey, Vol. VII, N° 1, 1954, 224 páginas.

A base de este creciente acopio de datos de medida de la evaporación, determinadas conclusiones son admisibles. La evapotranspiración depende evidentemente de las siguientes circunstancias:

(a) suministro exterior de energía a la superficie evaporante, en particular proveniente de la radiación solar;

(b) capacidad del aire para remover el vapor, es decir, de la velocidad y turbulencia del viento, y descenso de la concentración del vapor con la altura;

(c) tipo de la vegetación, sobre todo en lo que respecta a su capacidad para reflejar la radiación incidente; el grado a que cubra por completo la superficie de la tierra que ocupa; y la profundidad de sus raíces; y

(d) naturaleza del suelo, y especialmente la cantidad de agua aprovechable que contiene en la zona de las raíces.

De estos cuatro, los factores de carácter meteorológico (a) y (b) revisten mayor importancia que las condiciones bióticas y edáficas (c) y (d), afirmación que a no pocos ingenieros de montes causará sorpresa. De hecho, (a) y (b) guardan íntima relación, toda vez que la turbulencia de las capas inferiores de la atmósfera depende, en gran medida, de los mismos procesos de intercambio de radiación y de masa que suministran la energía necesaria para la evaporación. De igual modo, (c) y (d) tienen estrecha conexión.

No cabe duda de que el factor capital de los enumerados es el (a). La evaporación requiere calor latente de vaporización, y en la naturaleza éste procede principalmente de la radiación solar incidente. De la radiación que incide sobre la superficie terrestre, una parte es devuelta en forma de reflexión, dándose el nombre de albedo al tanto por ciento que se pierde por este motivo. Otra parte se consume en el calentamiento del suelo. Otra más se gasta en suscitar la convección en el aire. El resto es empleado en la evapotranspiración.

Distintos tipos de vegetación difieren en el grado de evapotranspiración potencial porque absorben cantidades desiguales de la radiación solar. Angstrõm ha dado a conocer los albedos de ciertas cubiertas vegetales del modo siguiente: pastos 0,26; robledales 0,175; pinares 0,14.¹ Sucede que el bosque de pinos podría absorber un 16 por ciento más de energía que las praderas, pero la proporción disponible para la evapotranspiración varía dentro de límites más estrechos. La mayoría de las plantas comunes de las hortalizas y sementeras absorbe aproximadamente la misma cantidad de energía solar que los pastos. Es posible que algunos tipos de bosques tengan un albedo más alto que los pastos, aunque no se han recogido datos al respecto; de existir, su transpiración sería menor que la de los pastizales.

¹ ANGSTRÖM, A. «The albedo of various surfaces of ground» Geografiska Annaler, H. 4, 1925, págs. 323-342.

Cuando el suelo está húmedo, una pradera puede consumir fácilmente el 80 por ciento de la radiación incidente neta para la evapotranspiración, cifra que el monte alto maduro no rebasaría mucho. En el Cuadro 2 se expone la distribución de la energía disponibile durante un período experimental en el mes de agosto de 1953 en las praderas de Nebraska².

² THORNTHWAITE, C. W., Y OTROS, «Micrometeorology of the surface layer of the atmopshere, the flux of momentum, heat, and water vapor». Publications in Climatalogy, The Johns Hopkins University Laboratory of Climatology, Vol. VII, N° 2, 1954, págs. 359-361.

CUADRO 2. - ENERGÍA CONSUMIDA POR LA CONVECCIÓN Y LA EVAPOTRANSPIRACIÓN Y ALMACENADA EN EL SUELO, Y CONTENIDO HÍDRICO DEL: SUELO EN LAS PRADERAS DE O'NEILL, NEBRASKA, E.U.A.

Fecha	Calor consumido por la convección (C)	Calor almacenado en el suelo (S)	Calor consumido por la evapotranspiración (E)	Total C+S+E		Humedad disponible del suelo en 45 cm. de la capa superior
	(cal/cm2)				%	(cm.)
13-14 agosto	56,3	29,7	377,2	463,2	81	4,2
18-19 agosto	59,1	-4,8	287,8	342,1	84	3,6
22 agosto	98,4	19,0	216,2	333,6	65	3,0
25 agosto	181,9	41,5	131,8	355,2	37	2,7
31 agosto	242,3	28,3	44,5	315,1	14	1,9

Estando húmedo el suelo de estos prados la evapotranspiración absorbió más del 80 por ciento de la energía disponible; en tanto que dos semanas después, cuando el suelo se había secado parcialmente, sólo se consumió el 14 por ciento. Dicho en otras palabras: un pastizal de suelo húmedo es un evapotranspirador en extremo eficaz. La vegetación forestal no podría superarlo mucho, pues aunque utilizara para la evapotranspiración toda la energía, el flujo total a lo sumo aumentaría un 25 por ciento. Los tipos de bosque que tengan un albedo inferior al de los pastos, absorberán por ende más energía y dispondrán de mayor cantidad para la evapotranspiración, pero es poca la diferencia.

La idea de que la vegetación forestal en ambientes húmedos difiere apenas de los pastos en cuanto al poder de evapotranspiración, causará extrañeza a muchos lectores. Se hallan en los libros abundantes alusiones a la intensísima transpiración de los árboles aislados sitos en pastos o en las márgenes de los ríos, y los plantones en tiestos han dado también altos valores. Pero se puede demostrar que una extensa floresta no es capaz en modo alguno de mantener estos coeficientes porque para tal cosa haría falta energía muchas veces mayor que la disponible. El árbol aislado recoge energía adicional absorbiendo radiación reflejada y calor del aire por advección. En un bosque no existe esa posibilidad.

En las épocas de sequía se agota en gran parte la humedad superficial del suelo y es cuando los bosques de sistema radical profundo sobrepujan a los pastos, porque al penetrar las raíces a capas más hondas de la tierra, continúan absorbiendo el agua que exige la zona foliar. Pero por lo demás, predomina el aspecto meteorológico y el tipo de vegetación ocupa un lugar secundario. Estos razonamientos descansan en la lógica del principio de la conservación de la energía, que no admite mucha discusión.

Se impone decir una palabra acerca de la intercepción que en el caso de los bosques adquiere considerable importancia. En concepto del climatólogo, importa poco que el agua evaporada por una planta proceda del suelo al través del sistema radical o provenga simplemente de la lluvia interceptada. Ambos procesos requieren la misma cantidad de energía y los dos significan evapotranspiración, aunque en el segundo, como es natural, el agua interceptada no habrá figurado en la fisiología de la planta; pero suponiendo que la humedad del suelo no se encuentre ya en el punto de marchitez, la energía consumida en la evaporación del agua interceptada se habría empleado para evaporar la transpirada. En otros términos, la lluvia interceptada no representa una pérdida para la planta, sino que debe ser un alivio a la extracción de humedad del suelo.

En resumen, pues, podemos afirmar justificadamente que la evapotranspiración constituye el proceso fundamental en el intercambio que se establece entre la tierra y la atmósfera. En cualquier sistema eficaz de clasificación climatológica en regiones forestales o pratícolas habrá de procurarse dar expresión a este proceso y emplearlo como parámetro fundamental. Hasta en la rudimentaria calificación de la aridez por Kõppen y asimismo en las de Lang, de Martonne, Szymkievicz, Emberger y otros, se trató de expresar la correspondencia entre la precipitación y la «evaporación», fuese muy claro cuál evaporación entraba en juego. Con todo, la importancia atribuida a la evaporación por estos autores se circunscribía al intercambio de materia; el agua evaporada era líquido que perdía el suelo y tenía que reponerse. No obstante, también desempeña un papel prominente la evaporación en el equilibrio energético de la superficie terrestre y es éste el aspecto que aquí se subraya por su novedad.

FIGURA 1. - Evolución de la precipitación y la evapotranspiración en cuatro estaciones escogidas.

Manaos, Brasil

Chapingo, Mexico

Seattle, Wáshington

La precipitación se mide fácilmente por medio de pluviómetros, y de ella se llevan registros en la mayoría de las zonas habitadas de la tierra. Sin embargo, no es sencillo medir la evapotranspiración; de hecho, todavía no existe en el mundo ningún servicio meteorológico que determine este valioso elemento y lo poco que sabemos acerca de su distribución se ha recogido en fragmentos acudiendo a varias fuentes dispersas. Empero, subsisten tantas dificultades que resulta imprescindible aún recurrir a diversos datos climatológicos para determinar la distribución de la evapotranspiración potencial.

Las mediciones más fidedignas de la evaporación y la transpiración que cabe relacionar con los elementos climátologicos en el afán de establecer una fórmula empírica válida y práctica se basan en los datos mensuales o estacionales de que disponen las obras de riego y avenamiento, así como en las observaciones cotidianas usando evapotranspirométricos bien arreglados. Thornthwaite ha comprobado que haciendo algunos ajustes correspondientes a las variaciones en la duración del día se obtiene una relación bastante fija entre la temperatura media y la evapotranspiración potencial. Estudiando los datos disponibles estableció una fórmula que permite calcular esta última para cualquier lugar de latitud conocida si del mismo existen registros de la temperatura. En otra publicación se da la fórmula y se explica su empleo¹. En diversos lugares se realizan trabajos para deducir una nueva fórmula fundada en principios físicos; mientras tanto, la empírica mencionada se usa a menudo en los estudios hidrológicos.

¹ THORNTHWAITE, C. W., «An approach toward a rational classification of climate», The Geographical Review, Vol. 38, 1948, págs. 55-94.

La clasificación que Thornthwaite presentó en 1948

La primera clasificación mundial de los climas elaborada por Thornthwaite se dió a conocer en 1931-1933² Se distinguía de los ensayos anteriores que otros habían realizado, en que él asignaba el papel principal al elemento humedad. En 1948 propuso un sistema enteramente nuevo cuyas bases fundamentales son los conceptos que se acaban de exponer.³ En su nueva clasificación concedió el puesto central a la evapotranspiración potencial (PE), definida como la evapotranspiración que ocurriría en una superficie cubierta de vegetación si las condiciones de humedad del suelo fueran propicias a una transpiración ilimitada. Desde que se publicó el sistema por primera vez, no sólo los autores del presente estudio, sino también los climatólogos, biólogos y agrónomos de todo el mundo se han empeñado en una labor de perfeccionamiento; habiéndose conseguido y adoptado ciertas mejoras, y otras están en perspectiva.

² THORNTHWAITE, C. W., «The climates of North America according to a new classification». The Geographical Review, val. 21, 1931, págs. 633-655.

THORNTHWAITE, C. W., «The climates of the earth». The Geographical Review, val. 23, 1933, págs. 433-440.

³ THORNTHWAITE, C. W., «An approach toward a rational classification of climate». The Geographical Review, val. 38, 1948, págs. 55-94.

Cuando se compara la evapotranspiración potencial con la precipitación, y tomando en cuenta el almacenamiento de agua en el suelo y su utilización ulterior, se percibe claramente que hay períodos de escasez y de exceso de humedad, lo cual permite conocer la humedad o aridez relativa de un clima. En algunas localidades, la precipitación siempre es mayor que. la evapotranspiración, de modo que el suelo permanece empapado y se obtiene un sobrante de agua, s. En otros lugares, mes tras mes, las precipitaciones son menores que la evapotranspiración potencial, la humedad resulta insuficiente para las necesidades de la vegetación y sobreviene un déficit de humedad, d. Por lo común, los puntos en que se registran temporadas de lluvias y de sequía o épocas de frío con escasas exigencias de agua presentan:,

1. un período de pleno almacenamiento, en que las precipitaciones rebasan el consumo de agua y se acumula un sobrante de humedad, s;

2. una temporada de desecación, cuando la humedad almacenada en el suelo y las precipitaciones se gastan con la evapotranspiración, el almacenamiento va disminuyendo constantemente, la evapotranspiración efectiva baja a menos de la potencial y acaece una deficiencia de humedad, d;

3. una época de humedecimiento en que de nuevo la precipitación supera a las necesidades de agua y se recarga de humedad el suelo.

Los valores de s y d pueden calcularse al hacer el balance correspondiente.

Per motivos de mera conveniencia, en un principio se estableció el supuesto de que la zona radical del suelo contenía un máximo de 10 cm. de agua almacenada cuando estaba completamente empapada y que la humedad se gastaría con la intensidad potencial mientras la hubiera. Ya es sabido, sin embargo, que la capacidad del suelo para retener el agua que las raíces absorben puede ser mucho mayor de 10 cm., y que conforme se va consumiendo la humedad, la rapidez de la evapotranspiración disminuye. En un trabajo reciente⁴ se indica que las plantas maduras de raíces profundas pueden disponer al menos de una capa de agua de 30 cm. en la mayoría de los suelos normales, y que la intensidad de la evapotranspiración disminuye a medida que el terreno se deseca, siendo proporcional a la cantidad de agua contenida en el suelo. Cuando la humedad del suelo queda reducida al 50 por ciento de la capacidad, la intensidad de la evapotranspiración efectiva sólo llega al 50 por ciento de la evapotranspiración potencial. Aunque los dos procedimientos dan valores hasta cierto punto comparables de la evapotranspiración real del excedente y del déficit de agua como sería de esperar habida cuenta de las mismas hipótesis, el nuevo método es preferible por ajustarse más a la realidad que el empírico anterior y representa con mayor fidelidad los procesos naturales.

⁴ THORNTHWAITE, C. W., Y MATHER, J. R., «The water budget and its use in irrigation». Manuscrito preparado para el Anuario de 1955 de la Secretaría de Agricultura de los Estados Unidos.

CUADRO 3. - BALANCE HÍDRICO EN LAS ESTACIONES INDICADAS (en centímetros)

Existe la posibilidad de elaborar una hoja del equilibrio hídrico mediante el nuevo procedimiento, a base solamente de los datos climatológicos, para mostrar en todo momento el estado de humedad del suelo y consignar los valores del sobrante y defecto de humedad. En la Figura 1 se establece una comparación entre las precipitaciones y la evapotranspiración tanto potencial como efectiva en cuatro lugares escogidos, y en el Cuadro 3 se registran cómputos de la contabilidad del agua de dos de ellos. Las diversas operaciones indicadas en el Cuadro 3 son relativamente sencillas. Cuando la humedad del suelo está en toda su capacidad de retención, la evapotranspiración real y la potencial son iguales, y toda precipitación en exceso de la evapotranspiración potencial se convierte en sobrante ácueo. Si la precipitación no llega a compensar la evapotranspiración potencial, la diferencia se repone, en parte, con la humedad almacenada en el suelo, pero a medida que éste se deseca, la parte no compensada aumenta. Esto constituye el déficit hídrico, cantidad en que difieren la evapotranspiración real y la potencial. Los cambios de humedad del suelo no pueden determinarse directamente y tienen que tomarse de una tabla adecuada.

Por último, de la relación entre los valores s, d y PE, resultantes del cómputo de todo el año se obtiene un índice de humedad Im. El índice constituye la base para dividir el mundo en provincias de humedad. Las divisiones propuestas son las siguientes:

	Provincia de humedad	Valor del Indice (Im)
A	Superhúmeda	100 o mayor
B4	Húmedas	80 a 99,9
B3	Húmedas	60 a 79,9
B2	Húmedas	40 a 59,9
B1	Húmedas	20 a 39,9
	Provincia de humedad	Valor del Indice (Im)
C2	Subhúmeda	0 a 19,9
C1	Semiseca	-19,9 a 0
D	Semiseca	-39,9 a -20
E	Arida	-60 a -40

Los climas húmedos y secos se hallan así separados por el índice de humedad cero.

El segundo índice empleado para definir las provincias climatológicas es el valor anual de PE. Extensas investigaciones realizadas en el Laboratorio de Climatología han puesto de manifiesto que el crecimiento de las plantas cultivadas se relaciona íntimamente con la acumulación de PE. Por tal razón la PE anual puede considerarse como una especie de potencial decrecimiento para la región¹. Queda por ver si a la larga se logrará establecer una correlación igualmente estrecha con la vegetación forestal.

¹ THORNTHWAITE, C. W., «Climate in relation to planting and irrigation of vegetable crops». Proceedings of the 17th International Geographical Congress, Section on Climatology, August 8-15, 1952, págs. 46-51. También Publications in Climatology, The Johns Hopkins University Laboratory of Climatology, Vol. 5, Nº 5, 1952.

A continuación se indican las provincias térmicas definidas mediante los valores de al PE:

	Provincia térmica	PE anual
E	Helada	0 a 14,2 cm.
D	Tundra	14,3 a 28,5 cm.
C1	Microtérmica	28,6 a 42,7 cm.
C2	Microtérmica	42,8 a 57,0 cm.
B1	Mesotérmica	57,1 a 71,2 cm.
B2	Mesotérmica	71,3 a 85,5 cm
B3	Mesotérmica	85,6 a 99,7 cm
B4	Mesotérmica	99,8 a 114,0 cm.
A	Megatérmica	más de 114,0 cm.

De este modo se consigue que un solo parámetro, la evapotranspiración potencial anual, sirva tanto para el índice de humedad como para el índice térmico, en virtud de su subordinación al equilibrio energético. Merece subrayarse la circunstancia de que los índices que definen estas «provincias» determinan también en cada punto un potencial térmico de crecimiento y el grado de humedad o de aridez del clima. Dicho de otra manera, los índices tienen una distribución continua alrededor de la tierra y no se aplican sencillamente al trayecto que siguen los linderos.

Figura 2. - Representación gráfica de las relaciones entre el clima, la vegetación y el suelo.

Figura 2. - Representación gráfica de las relaciones entre el clima, la vegetación y el suelo

Correlación con la distribución de los bosques

La tarea de correlacionar los índices de la clasificación de Thornthwaite con la distribución natural de la vegetación y con los suelos de todo el globo apenas ha dado comienzo. La representación gráfica de los órdenes de distribución tanto de la vegetación como del suelo, con relación al clima, puede apreciarse en la Figura 2 y es una adaptación de la clasificación dada a conocer por Thorntwaite en 1931. El oriente de los Estados Unidos está dominado casi en su totalidad por clima húmedo y Junto con el sureste del Canadá comprende una de las mayores regiones húmedas del mundo. Dentro de esta región han aparecido varios tipos de bosques bien distintos debido en parte a las variaciones del índice térmico, pero mayormente a las variaciones del índice de humedad. El clima húmedo presenta una amplia escala de valores de la humedad efectiva entre sus límites subhúmedo y superhúmedo, por lo cual ha sido dividida en cuatro subcategorías. En cada una de estas subdivisiones hay una zona norte y otra sur. Los tipos de bosque vinculados a estas regiones climáticas son aproximadamente los que se consiguan en el Cuadro 4.¹

¹ THORNTHWAITE, C. W., «Atlas of Climatic Types in the United States 1900-1939». U.S. Dept. Agr. Misc. Pub. 421 1941, 7 páginas, 96 láminas.

CUADRO 4. - SUBDIVISIONES HIGROMÉTRICAS DEL CLIMA HÚMEDO INDICES DE HUMEDAD Y TIPOS CARACTERÍSTICAS DE BOSQUES DE LAS ZONAS NORTE Y SUR EN LOS ESTADOS UNIDOS

Clima	Indice de humedad	Zona norte	Zona sur
B4	80-99,9	Picea, abeto	Falta en el este de los Estados Unidos
B3	60-79,9	Abedul, haya, arce, pinabete	Roble, castaño
B2	40-58,9	Haya, arce	Roble, pino
B1	20-39,9	Roble, nogal americano	Roble, nogal americano

El factor humedad, y por ende el índice de humedad, adquieren importancia principal en las latitudes templadas y tropicales. En los bosques de coníferas económicamente valiosos de la región subártica, el elemento térmico parece superar la influencia de la humedad. En una serie de artículos recién publicados, Hare ha demostrado que las grandes subdivisiones fisionómicas del bosque boreal guardan correlación íntima con la distribución de la PE anual,² y propone las divisiones que pueden verse en el Cuadro 5.

² HARE, F. K., «The Boreal conifer zone» Geographical Studies, Vol. I, N° 1, 1954, págs. 4-18.

CUADRO 5. - CORRELACIÓN ENTRE EL CLIMA Y LA VEGETACIÓN DEL BOSQUE BOREAL

Subzona forestal	PE anual	Vegetación
Tundra	(cm)	Tundra
Tundra forestal	31	Tundra interfluvial; monte en los valles
Monte	35	Predominante monte abierto de cladoniáceas; boscajes aislados con cubierta de vuelo cerrado
Bosque	42	Bosque con cubierta de vuelo cerrado en la mayoría de las estaciones intermedias
Bosques templado mixtos	52	Bosque dominado por especies no boreales, del tipo caducifolio, de hojas anchas.

Los intentos de correlacionar el clima y la vegetación expuestos en los párrafos anteriores son de mero tanteo y los autores acogerán con agrado la colaboración de los lectores de este trabajo para adoptar relaciones más estables y útiles. En rigor, como la aparición de formaciones clímax de vegetación y de tipos de suelos maduros está vinculada del modo más íntimo con los cambios de humedad del terreno, estimamos que la actual clasificación de Thornthwaite representa un esfuerzo bien orientado. Asimismo, cabe afirmar con razonable certidumbre que no existe sistema de clasificación asentado en una base más racional. Al sobre todo las analogías climáticas en que puedan fundarse los programas de introducción de plantas exóticas, parece probable que los índices antes estudiados presten una ayuda considerable.

Como parte de un programa a largo plazo que el Laboratorio de Climatología ha emprendido,¹ se están preparando mapas climatológicos que comprenden la distribución de la precipitación pluvial, la evapotranspiración potencial, el excedente y déficit hídricos y las regiones de humedad en todo lugar de la tierra a escala adecuada a la densidad de la red climática. Los mapas de diversas regiones se trazaron a escala de 1:1.000.000, y se terminaron los del entero continente africano de conformidad con el nuevo mapa básico de la Sociedad Geográfica Americana a escala de 1:300.000. Se espera completar dentro de poco tiempo la representación cartográfica de todo el mundo.

¹ Sostiene en parte este programa el Departamento de Geografía de la Oficina de Investigaciones Navales de la Armada de los Estados Unidos.

Tales mapas pueden coadyuvar a atender las necesidades expresas de los silvicultores de la FAO que se han citado anteriormente en este artículo, así como las de los Comités Consultivos de Investigación sobre la Zona Arida y sobre la Zona Tropical Húmeda ambos de la UNESCO. No cabe la menor duda de que los nuevos mapas deberían ponerse a disposición de todos los investigadores científicos a quienes la información sobre climas haga falta.

Siendo evidente que, si los pastos y otras plantas herbáceas han de ocupar solos un espacio, o compartirlo con árboles y arbustos, depende del régimen de humedad del suelo, se hace indispensable proseguir los estudios sin limitarse a una simple clasificación útil y racional de los climas. Conviene, pues, ocuparse más detenidamente del balance hídrico, determinar la influencia real de la humedad del suelo sobre las formaciones clímax de vegetación y levantar mapas de estos factores de la distribución vegetal. De esta manera, los forestales no deben confiar en hallar una solución completa a los problemas de distribución de las plantas en una clasificación climatológica universal, sino que han de tratar de reunir datos sobre el régimen de humedad del suelo, y entender la importancia de los períodos de deficiencia y excedencia de humedad en la formación de los conjuntos de vegetación. Los mapas de la distribución de estos últimos elementos revestirán mayor importancia que los mapas corrientes de las regiones climáticas.²

² THORNTHWAITE, C. W., «Grassland Climates». Publications in Climatology The Johns Hopkins University Laboratory of Climatology, Vol. 5, N° 6, 1952.

Por último, los autores expresan la confianza de que el marco conceptual de la ecología forestal se aproxime más al del climatólogo en lo futuro. Está claro que ya existe tal convergencia. Thornthwaite ha indicado que la composición detallada de los climas locales basada en las variaciones de pendiente, caracteres del suelo, relieve y albedo, exigen lo que llama noción topoclimatológica.³ Este concepto, que en efecto constituye un esfuerzo para bajar la climatología de las nubes a la tierra, tiene un paralelo innegable en el de «estación» en la ecología forestal. De hecho, sería permisible afirmar que las dos ideas son caras opuestas de la misma moneda. En el anverso aparecen las influencias climáticas que entraña el intercambio de humedad, energía y de momentum, y en el reverso los agentes bióticos y edáficos del relieve, exposición, pendiente, textura del suelo y agrupación vegetal. Si se pone en práctica el método topoclimatológico, no hay duda de que ambos grupos, climatólogos y ecólogos forestales, propenderán por igual a acercarse mucho más en sus respectivos modos de pensar y se acortará la distancia que ahora los separa.

³ THORNTHWAITE, C. W., «Topoclimatology», Proceedings of the Toronto Meteorological Conference, 9-15 Septiembre 1953, AMS and RMS, 1954, pags. 227-232.

Traducción de un texto original en inglés