Facultad de Filosofía y Letras - UBA

UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE FILOSOFÍA Y LETRAS
Departamento de Geografía
Climatología
Carlos E. Ereño – Silvia Núñez
Unidad 2.3
Año 2004
EL CALOR Y LA TEMPERATURA
La temperatura es uno de los elementos climáticos más comúnmente usados y, probablemente,
el indicador más popular. Todos los procesos biológicos están últimamente relacionados con la
temperatura, dado que los rangos de temperatura indican:
•
los lugares en los que la vida es posible;
•
el tipo de vida posible en un lugar.
Hemos visto ya que la radiación neta es función de la latitud. Luego, si la temperatura
dependiera solamente de ella, las isotermas medias serían paralelas a los círculos de latitud,
aumentando su valor desde los polos hacia el ecuador.
Como se muestra en la Figura, tendríamos una
zona o banda ecuatorial cálida y térmicamente homogénea,
una zona fría y relativamente homogénea en latitudes altas
y, entre ambos, una zona de muy fuerte transición térmica.
Esta sería la distribución de temperaturas observada si la
tierra tuviera una superficie homogénea. Sin embargo, la
tierra real dista de ser homogénea. En las dos vistas desde
el espacio que se presentan a continuación se pone en
evidencia la desigual distribución de tierras y mares.
El 61% del Hemisferio Norte está cubierto por agua y la
tierra representa el 39%, mientras que el 81% de la superficie del
Hemisferio Sur es agua y el 19% tierra.
La desigual distribución de tierras y mares en ambos hemisferios es puesta de relieve en la
figura siguiente:
Veamos algunos
datos
85
globales
de
temperatura:
Anual
Enero
Julio
Amplitud
H.N.
15.2
8.1
22.4
14.3
H.S.
13.3
17.1
9.7
7.4
Todo el globo
14.3
12.6
16.0
3.4
∗
El H.N. tiene una temperatura media anual mayor que la correspondiente al H.S., a pesar de que la
radiación neta media anual es más favorable para el H.S. que para el H.N.
∗
En verano, resulta más cálido el H.N.
∗
En invierno, resulta más frío el H.N.
∗
Como consecuencia, la amplitud anual de H.N. es prácticamente el doble de la del H.S.
La causa de este comportamiento es debida a la mayor continentalidad del H.N., lo que hace
que, en invierno, se enfríe más rápidamente y, en verano, se caliente más rápidamente que el H.S.
En la siguiente tabla se indican las temperaturas medias anuales, de los meses enero y julio y
su rango o amplitud. Veamos algunas características:
∗
En el promedio anual, la latitud más cálida no coincide con el ecuador sino que se encuentra
desplazada más hacia el norte, a unos 6-10°N. Esta latitud recibe el nombre de "ecuador
meteorológico". En enero, el mismo se encuentra ubicado cercanamente al ecuador geográfico,
pero en julio se desplaza hasta unos 20°N.
∗
Todas las latitudes del hemisferio norte tienen temperaturas medias superiores a las del hemisferio
sur.
∗
La variación de la temperatura con la latitud es muy pequeña en la zona tropical y subtropical:
Tanual,Ec - Tanual,30°S = 26,2°C - 16,6°C = 9,6°C
Tanual,30°S - Tanual,60°S = 16,6°C + 3.4°C = 20°C
Tanual,60°S - Tanual,90°S = -3,4°C + 33,1°C = 29,7°C
∗
En el H.N., la variación meridional de la temperatura es aún menor:
Tanual,Ec - Tanual,30°N = 26,2°C - 20,4°C = 5,8°C
Tanual,30°N - Tanual,60°N = 20,4°C + 1.1°C = 21,5°C
Tanual,60°N - Tanual,90°N = -1,1°C + 22,7°C = 21,6°C
86
∗
Latitud
Anual
Enero
Julio
Rango
90° N
-22.7
-40.0
-1.1
38.9
80° N
-18.3
-32.2
2.0
34.2
70° N
-10.7
-26.3
7.3
33.6
60° N
-1.1
-16.1
14.1
30.2
50° N
5.8
7.1
18.1
21.0
40° N
14.1
5.0
24.0
19.0
30° N
20.4
14.5
27.3
12.8
20° N
25.3
21.8
28.0
6.2
10° N
26.7
25.8
26.9
1.4
Ecuador
26.2
26.4
25.5
1.0
10° S
25.3
26.3
23.8
2.6
20° S
22.9
25.3
20.0
5.3
30° S
16.6
21.9
14.7
7.2
40° S
11.9
15.6
9.0
6.6
50° S
5.8
8.1
3.4
4.7
60° S
-3.4
2.1
-9.1
11.2
70° S
-14.2
-3.5
-23.0
19.5
80° S
-27.0
-10.8
-39.5
28.7
90° S
-33.1
-14.1
-47.8
33.7
La variación de la temperatura entre el ecuador y los polos es considerablemente mayor en
invierno que en verano:
DTEc-Polo (H.N.) = 66,4 (inv.) y 26,6 (ver.)
DTEc-Polo (H.S.) = 73,3 (inv.) y 40,5 (ver.)
con lo cual surge que, aproximadamente:
DTEc-Polo (inv.) ≈ 2 DTEc-Polo (ver.)
∗
Los rangos de temperatura que figuran en la Tabla 1, se han calculado como:
Tmes más caliente - Tmes más frío
Nota: Observar que en el ecuador y en 10° de latitud, los valores no concuerdan con la diferencia de
temperatura entre enero y julio puesto que, en estas latitudes, los máximos de temperatura son
equinocciales. En general, la amplitud anual aumenta con la latitud, a excepción del H.S. entre 40°S y
50°S, donde el decrecimiento del porcentaje de tierra hace disminuir el rango. A su vez, podemos
notar que, a igual latitud, resulta mayor la amplitud anual en el H.N., a excepción de los 10°N en
donde ocurre lo contrario. Esto se obedece a que, a esa latitud, el H.S. posee mayor porcentaje de
tierras.
87
Como ya ha sido mencionado anteriormente, el comportamiento desigual que se observa en
ambos hemisferios, está relacionado con la desigual distribución de mares y tierras en cada uno de
ellos, teniendo en cuenta las distintas formas en que ellos aprovechan la radiación neta. Mientras que
el agua tiene una cierta tendencia a almacenar el calor que recibe, la tierra, en contraste, lo devuelve
rápidamente a la atmósfera.
Variación anual de la temperatura a distintas profundidades del suelo en
Kaliningrado (arriba) y en el golfo de Vizcaya (aproximadamente 47º N, 12º O)
(abajo), ilustrativas de la penetración de la energía solar hasta profundidades
relativamente grande en océanos, contrariamente a lo que sucede en tierra. En la
figura inferior se expresan las desviaciones respecto a la temperatura media anual
correspondientes a cada profundidad.
La diferencia entre el modo de calentamiento de la tierra y del agua se deriva del distinto calor
específico de ambos cuerpos. El calor específico del agua (1,0 cal/g ºC) es mucho mayor que el de la
mayoría de las sustancias comunes, por lo que el agua debe absorber una cantidad de energía unas
cinco veces mayor para elevar su temperatura que la que necesita la misma cantidad de tierra seca (0,2
cal/g ºC).
88
Si se consideran unidades de volumen de agua y de suelo, la capacidad calorífica del agua (1,0
3
cal/cm ºC) es aproximadamente el triple de la de la arena (0,3 cal/cm ºC) si está seca y el doble si
está húmeda. Estas diferencias entre la tierra y el mar contribuyen a dar origen al fenómeno que se
conoce con el nombre de “continentalidad”.
3
La siguiente tabla brinda un resumen de los diferentes comportamientos térmicos de la tierra y el mar:
TIERRA
1) Entrada de calor por
Conducción
Radiación – Mezcla turbulenta –
Convección – Conducción
2) Profundidad de entrada de
1m
• Onda diaria
7 a 10 m
• Onda anual
muy grande 0 a 30ºC
3)Variación diaria: ∆T
y variable 0 a 50ºC
Variación anual: ∆T
4) Hora y fecha de entrada de los
extremos de temperatura:
T máx: 13:00 (1 hora después de la
• Onda diaria de superficie
culminación, 1 ó 2 horas antes de la T
máx del aire
T mín: salida del sol o poco antes
T máx y mín: desfasaje de 12 hs
• Onda diaria profundidad
aproximadamente en relación con los
respectivos extremos de la T en
superficie
Máx y mín en solsticios o atraso de
• Onda anual superficie
medio a un mes
Máx y mín desfasaje de medio año,
• Onda anual profundidad
aproximadamente
en
oposición
respectivos extremos de la temperatura
en superficie
5) Enfriamiento por
Irradiación (conducción)
6) Almacenamiento de calor
7) Importancia climatológica
(T del aire)
• Período diario
• Período anual
8) Balance de calor
(106 cal m-2 año-1)
MAR
Relativamente pequeño
hasta 30 – 50 m
hasta 300 – 400 m
prácticamente 0 a 0,5ºC
pequeña
6 a 10ºC
Efecto muy débil, por eso es muy
importante para el desarrollo de las
brisas de mar y tierra.
Fenómenos insignificantes
2 a 3 meses post solsticios
Junto con los extremos de la T en
superficie
Irradiación – evaporación – viento
– (convección)
Relativamente grande
Mucha
Muy poca o ninguna
Relativamente menos (depende de la Mucha: descenso de la temperatura,
latitud)
otoños calientes (T máx en Feb o
Mar) amplitudes anuales pequeñas
Suelo: arena con pasto
Mar Báltico hasta 55 m de
profundidad
18,5
520
89
*
INFLUENCIA DE LA DISTRIBUCIÓN TIERRA-MAR SOBRE LAS ISOTERMAS DE
SUPERFICIE
Isotermas de enero en ºC: (verano en el H.S. e invierno en el H.N.)
Notar que:
> aparecen isotermas cerradas (núcleos de máxima) sobre los continentes, en el H.S., en las
proximidades de los trópicos;
> en el mar, en el H.S., las isotermas son casi zonales a excepción de las costas occidentales de los
continentales, donde se encuentran las corrientes frías de Humboldt y de Benguela;
> en el H.N., las isotermas se curvan hacia el ecuador sobre los continentes, indicando un mayor
enfriamiento sobre los mismos. En Siberia aparece una isoterma cerrada de - 48°C (polo frío del
H.N.);
> existe otro polo frío durante el invierno de H.N., en el archipiélago canadiense. El polo geográfico
es relativamente más caliente;.
> la presencia de corrientes marinas es claramente revelada en las isotermas: las corrientes cálidas
hacen que las isotermas se desvíen hacia los polos, mientras que las corrientes frías causan una
curvatura hacia el ecuador;
> en el Atlántico Norte, la corriente cálida del mismo nombre ejerce su influencia hacia el Círculo
Polar Artico. La circulación predominante del oeste en estas latitudes hace que el invierno, en los
90
países de Europa occidental, sea más benigno que en el resto del continente. Lo mismo ocurre en
la costa oeste de los EE.UU. Notar que la isoterma de 0°C entra en el continente, por el oeste, a
55°N y sale por el este a unos 40°N;
> en los trópicos y subtrópicos no existen desplazamientos significativos de las isotermas, puesto
que tampoco hay gran diferencia entre las temperaturas de la tierra y el mar;
> en el H.N., las temperaturas más bajas observadas han ocurrido en Siberia, con valores próximos
a - 72°C.
Isotermas de julio en ºC: (verano en el H.N., invierno en el H.S.)
> los continentes del H.N. se encuentran más calientes que el mar;
> aparecen tres máximos térmicos: uno en California, otro en el norte de Africa y otro en el sur de
Asia, los tres ubicados en la zona tropical;
> los continentes del H.S. están más fríos que el mar, pero el contraste no es tan marcado como el
que se observa en el invierno del H.N.;
> el polo frío de la Tierra (y, por ende, del H.S.), se encuentra en el continente antártico, a poca
distancia del polo geográfico. Su temperatura media invernal es de aproximadamente - 70°C ( ó
menos ), habiéndose registrado - 88,3°C en la estación científica Vostok II, el 22-8-1960.
Si comparamos ambas figuras (isotermas de enero y julio), puede apreciarse que la variación
meridional de la temperatura es mucho mayor en invierno que en verano, y que su máximo valor se
91
encuentra en latitudes medias.
*
VARIACIÓN ANUAL DE LA TEMPERATURA
La Figura siguiente permite ver las amplitudes anuales de la temperatura en todo el globo.
Amplitudes anuales de la temperatura (diferencia Enero –Julio) en ºF
Notar que:
> la amplitud térmica aumenta con la latitud;
> a igual latitud, las amplitudes son mayores sobre los continentes que sobre el mar;
> los continentes del H.S. generan menos "efecto de continentalidad" sobre la temperatura que los de
H.N.;
> el "estrechamiento" de las isolíneas de 5° sobre los continentes, en la zona tropical, indica que
también estas latitudes se producen amplitudes anuales algo mayores sobre los continentes, con
respecto a lo que ocurre en el mar.
*
MARCHA ANUAL DE LA TEMPERATURA. CURVAS TERMICAS TIPICAS
El ciclo anual de la temperatura es esencialmente controlado por las componentes del balance
de radiación en la superficie, la radiación solar de onda corta entrante y la radiación terrestre de onda
larga saliente, ver la figura siguiente. Durante una porción del año la radiación solar supera la terrestre
y el balance resulta en un superávit de energía que hace elevar la temperatura; durante otra parte del
año, cuando la radiación terrestre supera a la solar se produce un déficit en el balance de energía y la
temperatura disminuye.
92
Marcha anual de la radiación solar entrante y la radiación terrestre saliente para
una localidad típica de latitudes medias del hemisferio norte.
Los factores que afectan las componentes del balance de radiación superficial también lo
hacen sobre la temperatura. En la siguiente figura se muestra la marcha anual de temperatura en dos
estaciones de latitudes medias, una de características marítima (Atlantic City, New Jersey) y la otra
continental (Concordia, Kansas).
Notar el desplazamiento de los extremos de temperatura respecto de los extremos de radiación.
En la estación continental los extremos se producen en enero y julio, con un atraso de alrededor de
medio mes respecto a los solsticios. En la estación marítima, en cambio, los extremos se producen en
febrero y agosto, esto es alrededor de un mes y medio luego de los solsticios.
En la siguiente página se ilustran diversos regímenes a través de la variación anual de su
temperatura media. Se puede apreciar que:
> En el clima monzónico se produce un mínimo relativo de la temperatura durante la estación de
verano, en concordancia con el período húmedo del monzón (se darán mayores detalles más
adelante)
> El régimen ecuatorial está caracterizado por una variación muy pequeña de temperaturas a lo largo
del año, pudiéndose reconocer una onda doble, con máximos cercanos a los equinoccios y
mínimos en los solsticios.
> El efecto de continentalidad tiende a incrementar la amplitud anual de la temperatura, diferencia
entre la temperatura media del mes más cálido y el mes más frío.
93
Regímenes de temperatura anuales medias en Poona (monzónico), Brazzaville
(ecuatorial), Stronoway (marítimo) y Winnipeg (continental)
Otro de los factores geográficos que tiene un gran efecto sobre la temperatura es la altura. En
la siguiente tabla se ilustra la disminución de la amplitud térmica anual con la altura.
Nombre de Estación
La Quiaca
Córdoba
Santiago del Estero
Altura (m)
3459
474
199
Temp. Enero
12.4
23.5
26.9
Temp. Julio
3.6
10.0
12.4
Amplitud
8.8
13.5
14.5
Un estudio completo de las características de la temperatura anual de una localidad
generalmente requiere algo más que la marcha de las temperaturas medias. Como se indica en la
figura siguiente se pueden representar hasta siete curvas distintas de temperatura.
Reconocemos las siguientes marchas de temperatura:
> Máxima/mínima diaria media: promedio de las máximas o mínimas diarias
> Máxima/mínima mensual media: promedio de las máximas o mínimas registradas en el mes
> Máxima/mínima mensual absoluta: valor extremo registrado.
94
*
VARIACIÓN DIARIA DE LA TEMPERATURA
Dada la propiedad que posee la atmósfera de dejar pasar los rayos solares casi sin alterarlos,
esta energía llega casi en su totalidad a la superficie terrestre, calentándola. Como consecuencia, el
aire que se encuentra en contacto con esta superficie también se calienta por conducción. Puesto que la
temperatura de un cuerpo es una medida cuantitativa de su estado térmico, una variación en la
ganancia de calor sensible del cuerpo se reflejará en una variación de su temperatura.
95
La relación Inclinación de los rayos solares ─── Calentamiento de la superficie ───
Temperatura del aire, nos hace pensar en la existencia de una marcha diaria (y anual ya vista) en la
temperatura del aire, relacionada con los momentos de máxima y mínima insolación. Si se tiene en
cuenta la variación que experimenta la entrada de la radiación solar con la latitud geográfica, es
lógico esperar que esta marcha de la temperatura (también la anual) se encuentre fuertemente
condicionada por este factor geográfico.
Como lo muestra la Figura anterior, la variación diaria de la temperatura está directamente
relacionada con el balance de radiación. En casi todas las latitudes, la suma de los intercambios de
energía ascendente y descendente es POSITIVA desde, aproximadamente, una hora después de la
salida del sol hasta algunas horas antes de su puesta. Durante el equinoccio, en latitudes medias, el
máximo diario de la temperatura se observa entre las 14:00 y 15:00 horas, cuando la radiación neta es
CERO. En este lapso, la pérdida de radiación de onda larga es máxima. El mínimo de temperatura se
produce en las primeras horas de la mañana, cuando la radiación neta vuelve a ser CERO. La emisión
de onda larga es considerablemente inferior a la diurna ya que la superficie terrestre se ha enfriado
durante la noche.
La oscilación diaria de la temperatura varía con la latitud. A grandes rasgos, alcanza su
máximo en las zonas continentales de los trópicos. En las zonas ecuatoriales, la variación diaria de la
temperatura (o amplitud térmica diaria) excede a la anual. Es evidente que este efecto está relacionado
con la escasa variación del ángulo de elevación solar a través de las estaciones del año, en el ecuador.
*
FACTORES QUE MODIFICAN LA MARCHA DIARIA DE LA TEMPERATURA
A continuación se analizará la influencia de distintos factores modificatorios de la marcha
diaria de la temperatura. Notar que en algunos casos el efecto es similar al producido sobre la marcha
anual, pero en otros es opuesto.
(1)
Nubosidad
96
(2)
Efecto marítimo
(3)
Altitud
97
(4)
Viento
(5)
Urbano
•
TEMPERATURA Y ALTURA
La atmósfera tiene un
característico perfil vertical de
temperatura que permite subdividirla
en un número de capas horizontales
.Esta particular distribución
vertical de temperatura está presente
en casi todas las latitudes y
estaciones del año. Sin embargo,
existe una considerable variabilidad
latitudinal y estacional que se
muestra en la próxima figura:
98
Corte meridional de temperaturas promediadas longitudinalmente en grados Celsius
en el momento de los solsticios. Las líneas de trazos indican la posición de la
tropopausa, estratopausa y mesopausa.
Podemos notar:
> Dentro de la troposfera la temperatura disminuye con la latitud, con un gradiente latitudinal que es
unas dos veces más intenso en el hemisferio de invierno que en el de verano.
> La tropopausa es considerable más alta y más fría sobre los trópicos que sobre las regiones
polares, con extremadamente bajas temperaturas en la tropopausa ecuatorial.
> En la estratosfera baja en el hemisferio de verano está caracterizado por el ecuador frío y el polo
cálido, mientras que en el hemisferio de invierno muestra un distintivo máximo de temperatura
sobre latitudes medias (50-60º).
> Existe un núcleo de bajas temperaturas estratosféricas sobre el polo en el hemisferio de invierno.
Este núcleo es altamente variable, en el hemisferio Norte, por ejemplo, se han registrado
desapariciones del núcleo frío por algunas semanas a mediados del invierno. Durante el comienzo
de estos períodos cálidos se han registrado aumentos de la temperatura de la estratosfera de hasta
unos 70º en una semana. Este fenómeno suele ser denominado calentamiento súbito.
> En la estratopausa hay un monótono gradiente de temperatura entre el polo cálido de verano y el
polo frío de invierno, mientras que en el nivel de la mesopausa la situación es justo la opuesta: el
polo en el verano es frío y el polo en invierno es cálido.
La existencia de un mínimo de temperatura en la tropopausa ecuatorial puede resultar
sorprendente. No obstante, la justificación es evidente a partir de la consideración de algunos sondeos
verticales de temperatura realizado en distintas latitudes. Ver la siguiente figura.
> en verano, al atravesar la tropopausa, la temperatura aumenta con la altura (fotodisociación del
ozono en la estratosfera). En invierno, en el polo, la falta de radiación solar directa minimiza este
proceso; por ello, la temperatura continúa descendiendo con la altura, aún en la estratosfera;
> este último hecho hace que el contraste ecuador-polo a nivel de la tropopausa ecuatorial
(aproximadamente 18 km) sea mucho mayor en verano que en invierno.
99
Distribución vertical media de la temperatura en las zonas polares y el ecuador
En la próxima figura se da una visión más detallada de la distribución de la temperatura en la
troposfera y baja estratosfera.
podemos notar que :
> la región de latitudes bajas es térmicamente homogénea en superficie. De allí que, entre el ecuador
y 20-25°N, no se observen variaciones meridionales de temperatura, ni en verano ni invierno. En
latitudes medias, en cambio, la variación meridional de la temperatura es notable, mucho más en
invierno;
> existe un corrimiento de las isotermas hacia la estación de verano. Por ej. la isoterma de 20°C toca
la superficie en 21°N en invierno, y en 46° N en verano;
> durante el verano puede notarse un eje de máxima temperatura alrededor de los 23½°N,
coincidiendo con los trópicos;
> dentro de la troposfera, la temperatura disminuye con la altura, a medida que nos alejamos de la
fuente de calor (superficie terrestre);
> notar la diferencia de la altura de la tropopausa sobre el ecuador y sobre el polo. La zona
ecuatorial y sus alrededores es la más caliente de la tierra y, por ende, las masas de aire ubicadas
sobre ellas. Como estas masas son, además, muy húmedas, están sometidas a permanentes
procesos de convección que originan importantes sistemas nubosos. Esta enorme convección
permite que las características troposféricas se puedan encontrar a mayor altura, con respecto a los
polos;
> la tropopausa se ve interrumpida en latitudes medias por la existencia de un máximo de viento del
oeste, denominado corriente en chorro; este máximo es más intenso en invierno que en verano
(luego se justificará).
100
Corte meridional de temperaturas promediadas longitudinalmente en grados Celsius
(línea llena) y viento zonal en metros por segundo (línea de trazos) para el invierno
(January) y verano (July) del hemisferio norte. Vientos zonales positivos indican
flujo del oeste al este.
Hemos visto las características generales del perfil vertical de temperaturas en la atmósfera.
Analizaremos con mayor detalle algunas de las propiedades del gradiente de temperatura en los
niveles bajos de la troposfera.
Los gradientes verticales de temperatura resultan determinados por:
∗ los intercambios de energía provenientes de:
la liberación de calor latente por condensación,
el enfriamiento del aire por radiación
el calor sensible suministrado por el suelo
la advección horizontal de temperatura;
∗ el movimiento vertical del aire que depende de la configuración de la presión:
101
altas presiones asociadas a descenso y calentamiento de aire
bajas presiones asociadas a ascenso y enfriamiento de aire
El descenso general de la temperatura con la altura o “gradiente vertical de temperatura con
la altura” en la troposfera es de unos 6,5 ºC/km. Pero esta cifra no es constante en modo alguno ya
que varía con la altura, la estación del año y la situación.
Valores medios globales para julio (verano del hemisferio norte) muestran que el gradiente
vertical de temperatura aumenta con la altura:
5 ºC/km en los 2 km inferiores
6 ºC/km entre los 4 y 6 km
7 ºC/km entre los 6 y 8 km
Estos valores son algo menores en invierno. En la figura y tablas siguientes se ilustran las
características estacionales de los gradientes verticales de temperatura en las principales zonas
climáticas.
Variación anual del gradiente
vertical de temperatura en cinco
zonas climáticas:
1. Clima tropical húmedo (Togo)
2. Desierto tropical (Arizona)
3. Mediterráneo (Sicilia)
4. Clima de latitudes medias con
inviernos fríos (Alemania)
5. Continental boreal (Siberia
oriental)
Gradientes verticales de temperatura en los 1500 m inferiores de la atmósfera
102
Clima
Estación de
máximo
Gradiente
ºC/km
Estación de
mínimo
Estación de las
lluvias
Gradiente
ºC/km
Tropical húmedo
Estación seca
>5
Desiertos tropicales y subtropicales
Verano
>8
Invierno
>5
Mediterráneo
Invierno
>5
Verano
<5
Latitudes medias (inviernos fríos)
Verano
>6
Invierno
0–5
Continental boreal
Verano
>5
Invierno
<0
Ártico
Verano
<0
Invierno
<0
103
> 4,5