GEOGRAFÍA DE LOS GRANDES ESPACIOS MUNDIALES - APUNTES CONCEPTOS GENERALES

MAPAS TEMÁTICOS

Observar, describir y explicar la localización o distribución del hecho geográfico que aparece

Contextualización del hecho/s representado/s buscando la relación con otros hechos geográficos del mismo espacio regional y tratando de explicar en la medida de lo posible la localización o distribución geográfica representada.

Se aconseja hacer una reflexión sobre los hechos y el espacio representado para poder trazar los puntos y aspectos a destacar.

Clarificar lo relativo al contenido conceptual y determinar las implicaciones del hecho geográfico representado en la caracterización del gran espacio.

Introducción: Espacio representado. Breve caracterización.

Hecho representado. Título y leyenda del mapa: Contextualización temática (hace referencia al aspecto general del concepto o proceso representado

Localización y distribución: Descripción ordenada de los diferentes elementos representados o de las distintas intensidades del hecho geográfico representado

Explicación: ¿A qué factores se debe la localización o distribución representada en el mapa?

Importancia y significación del hecho representado en la compresión del espacio regional

Comentario sobre que representa o que significa el hecho representado en el conjunto del espacio regional estudiado

Tiene que existir: Claridad en la descripción de los contenidos, las ideas expresadas en la contextualización y las interrelaciones.

Exactitud de las localizaciones y distribuciones.

Riqueza y rigor de la explicación y en su caso, la información complementaria aportada.

El comentario debe hacerse en forma de redacción con frases completas y contenidos estructurados en epígrafes y apartados.

CONCEPTOS DE GEOGRAFÍA FÍSICA

Relieve

Grandes formas del relieve (Macroformas)

Macizos antiguos y escudos o zócalos Constituyen las formas de relieve de formación más antigua que existen, sobre las cuales se ha ejercido una acción muy larga e intensa de las fuerzas erosivas y, en algunos casos, fuerzas internas que realzaron esos relieves y, por lo tanto, los rejuvenecieron.

Cuencas y llanuras sedimentarias Son terrenos poco accidentados y bastantes bajos.

Cordilleras de formación reciente o geosinclinal Son las alineaciones montañosas de levantamiento más reciente, generalmente levantadas durante el Terciario o Cenozoico, Constituyen las partes más elevadas del relieve terrestre debido al corto tiempo geológico en el que ha actuado la erosión.

Formas menores del relieve Entre ellas se pueden citar: las terrazas aluviales, los conos de deyección (o abanicos aluviales), playas, formas residuales (cerros testigos, etc.), formas características del relieve, como son los cañones o gargantas, los lenares y las dolinas, etc. También debemos incluir a las formas menores del relieve de origen glaciar (eskers, kettles o marmitas de gigante, morrenas, etc.), de origen volcánico (pitones volcánicos o necks, columnatas basálticas, "jameos", etc.) y de otros orígenes (volcanes de lodo, etc

Historia geológica

1) Precámbrico: 590-500 millones de años. Grandes orogenias

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2) Paleozoico o Primario 570-225m.a. vida en el mar

Orogenia caledoniana (hace 400 m.a) y glaciarismo (hace 440 m.a). relacionada con el zócalo de Escandinavia, escocia.Formación del subcontinente Pangea y del mar de Tethys hace 350m.a. (entre devónico y Carbonífero)Orogenia hercinica hace 300m.a Urales, Apalaches, Andes, Tasmania...

En el pérmico (frontera entre el paleozoico y mesozoico) 1º gran extinción de seres vivos. Se aniquiló el 90% de vida marina y alrededor de las ¾ de plantas y animales terrestres.

3) Mesozoico o secundario: calma tectónica hace 225-65 m.a.

Hay territorios que serán invadidos por el marHabrá sedimentos marinosPeriodo de sedimentacioon-erosion FORMACIÓN GEOSINCLINALES (bordes que al final se volverán a levantar). La corteza terrestre en torno al Ecuador está unida pero comenzara a separarse en 195m.a.

En el jurásico (frontera entre mesozoico y cenozoico) desaparecen los dinosaurios.

4) Cenozoico o terciario: 65-2 m.a.

Gran orogenia responsable de las grandes cordilleras actuales del planeta. Se llama orogenia alpina.Los viejos materiales se levantan un poco

5) Cuaternario: predominancia de variaciones en el paisaje por efecto del clima. Actualmente, es en la que vivimos.No es un momento tectónico predomina la erosión.

La Tierra puede dividirse interiormente en tres partes: corteza, manto y núcleo. Mediante el estudio de las ondas sísmicas se descubrió una serie de discontinuidades, zonas del interior terrestre donde varía la velocidad de propagación de las ondas sísmicas, y que sirven para establecer el espesor de las capas concéntricas de corteza, manto y núcleo. Las discontinuidades descubiertas hasta ahora son:

Discontinuidad de Mohorovicic: de espesor variable según la zona del globo, separa la corteza del manto superior.Discontinuidad de Gutemberg: a 2.900 km, separando manto inferior y núcleo externo. Descubierta por Oldham.Discontinuidad de Lehman: a unos 5.000 km, en la zona de transición que separa el núcleo interno del externo.

En 1963, Bullenm dividió el interior de la Tierra en 7 zonas concéntricas.

Corteza: desde la superficie hasta la discontinuidad de Mohorovicic: 30-40 km en continentes, 6 km en océanos.Manto superior: hasta los 400 km.Zona de transición: 400-1.000 km.Manto inferior: 1.000-2.900 km, hasta la discontinuidad de Gutemberg.Núcleo externo: 2.900 km hasta la discontinuidad de Lehman.Zona de transición: entre el núcleo externo e interno, mediante la discontinuidad de Lehman (4.980-5.120 km).Núcleo interno: desde la zona de transición hasta el centro de la Tierra, 6.370 km.

EL CLIMA

El sol nos da calor mediante:

RADIACIÓN.- Todos los objetos del Universo (si están con inactividad térmica 0ºK ó -273ºC) irradian energía en forma de ondas electromagnéticas.

CONDUCCIÓN.- El trasvase de calor se realiza molécula a molécula o átomo a átomo sin que la materia se desplace. Es la forma de transmitir calor en los cuerpos con poca movilidad, como los sólidos, aunque también puede darse en los otros dos estados físicos.

CONVECCIÓN.- Utiliza un fluido (gas o líquido) en movimiento para producir el trasvase de energía.

BALANCE TÉRMICO GLOBAL ENTRE EL SOL Y LA TIERRA.-

EL SOL.- Emite de forma constante una elevada cantidad de radiación.

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LA ATMÓSFERA Y SU LABOR DE FILTRADO.- Al repartirse esta cte. por toda la superficie de La Tierra el valor medio recibido es cuatro veces menor: 0,5 langley/minuto. Este valor medio se reduce por el efecto de pantalla de la atmósfera, cuya labor de filtrado impide la llegada a la superficie del suelo de la radiación completa.

Absorción.- La radiación emitida por el sol de amplio espectro ondulatorio es absorbida en de parte por la atmósfera.

Dispersión.- Como consecuencia de la dispersión parte de la energía solar es devuelta al espacio, perdiéndose para siempre (un 10%), mientras el resto se dirige hacia la Tierra, dispersión descendente.

Reflexión.- La parte superior de las nubes se comporta como una superficie reflectante, extremadamente activa y que puede devolver por reflexión directa el 25% de la energía recibida.

LA INSOLACIÓN.- Es la energía solar que alcanza la superficie terrestre

BALANCE ENERGÉTICO.- La última fase del balance energético es la radiación del suelo y posterior calentamiento atmosférico. La Tierra presenta un doble comportamiento: receptor de la energía solar y emisor hacia el exterior.

FACTORES DEL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN Y DEL COMPORTAMIENTO TÉRMICO TERRESTRE.-

Distancia entre La Tierra y el Sol.- El mov. de LT alrededor del Sol, según una trayectoria elíptica, es la causa de que la distancia de ambos astros no siempre sea la misma.

Altura solar.- este factor afecta a la cantidad de insolación recibida

Duración solar.

Nubosidad, efecto de la atmósfera.- El desigual recorrido de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. El principal factor atmosférico causante de la diferente llagada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad.

Distribución de tierras y mares.- El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade nuevas e importantes consecuencias al balance energético diferencial de la sup. Terrestre.

Elevación y topografía.- La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblemente la cantidad de radiación solar que alcanza la sup. terrestre.

La circulación atmosférica

Dos hechos modifican la estabilidad atmosférica: el desequilibrio térmico provocado por el desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotación.

El campo de presión en superficie

Concepto de presión reducida a nivel del mar.El mapa de isobaras: los individuos isobáricosLas isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (reducida a nivel del mar).

Los principales individuos isobáricos son:

Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presionesBorrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presiones.Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior.Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor que la exterior.Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado.

Los centros de acción atmosféricaLas regiones de altas y bajas presiones (también llamadas centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen definitivamente en el clima, siendo más estables las primeras (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la línea de 760 mm (1.015 mb).

El campo de presión en altura

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Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas)Las isohipsas son isolíneas de altitud correspondientes a las superficies isobáricas (superficies con igual presión atmosférica). Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300 mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura.La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen en altura. Los centro s de acción de origen dinámico son más estables.Los vientos y la circulación atmosférica

El viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión.Dirección e intensidad de la fuerza del gradienteEl movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos factores:Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están muy juntas la velocidad será más alta que si están separadas).Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración.

Fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos

El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis.

Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot

En el Hemisferio Norte, el movimiento resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio Norte, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio Sur).

Dirección e intensidad de la fuera de Coriolis

La fuerza de Coriolis tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Pueden extraerse las siguientes conclusiones:La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente.La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire.La fuerza de rozamiento sería contraria al movimiento del aire.La resultante de las tres fuerzas sería nula.La velocidad del viento formaría un ángulo respecto a las isobaras (depende del rozamiento y es menor en océanos que en continentes).

Viento geostrófico. Espiral de Ekman

El efecto del rozamientoEl aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la fuerza de rozamiento se opone a la del viento.

La velocidad en altura: viento geostróficoEn alturas por encima de 1.000 m el viento sopla aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras.

El equilibrio dinámico en superficie y alturaLa desigual dirección del viento en superficie y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.

Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticiclón.

La circulación general atmosférica

La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los movimientos que se producen en altura.

El mapa de la distribución de presiones en superficie. Los principales rasgos son:Tendencia a la zonalidadLas franjas varían su posición estacionalmenteLas franjas se alteran por la presencia de continentesEn el Hemisferio Sur los contrastes de presión son menores al haber menos tierra

El sistema de vientos en superficie

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La distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción permite hablar de un sistema de vientos dominante.

Las zonas que se describen a continuación son vientos en superficies oceánicas, aunque de forma general pueden ser válidos para el resto del globo.

Áreas de calma ecuatoriales, doldrumsCinturón ecuatorial de vientos variables y calmas. Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire. Las áreas de calma se llaman doldrums.

Cinturón de alisios en área intertropicalDesde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio Norte la dirección es Nordeste-Suroeste, y en el Sur es Sureste-Noroeste. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del Este). Se les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. La línea donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT).

Vientos del Oeste en latitudes mediasEntre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los antiguos navegantes a vela.

Vientos del Este en altas latitudesEntre las bajas presiones subpolares y las altas presiones polares.La circulación atmosférica en alturaDesaparecen los factores geográficos, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura.

Circulación dominante del OesteUn cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las corrientes de dirección oeste hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos) manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección Oeste. El cambio estacional decelera las corrientes del oeste, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.

La Corriente del Chorro o Jet-Stream: ciclo estacionalEl Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Aparte de los cambios estacionales existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano.

Fases del ciclo:Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitudAparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generan curvaturas positivas (sentido de las agujas del reloj) anticiclónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas.La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria cada vez más sinuosa que puede dar lugar a gotas frías

El primitivo modelo de Halley

Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la denominada célula de Halley, existiendo una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones subtropicales y los vientos del oeste de latitudes medias.

Los vientos locales

Las brisas tierra-marVientos de montaña y de valleVientos catabáticos o de drenajeVientos foëhn

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La atmósfera y el océano entran en contacto en un elevado porcentaje de la superficie terrestre, con recíprocas influencias. La atmósfera gobierna la circulación general oceánica e influye sobre las propiedades del agua del mar, mientras toma del océano parte de su energía y constitución.

Influencia de la atmósfera sobre el océanoFormación de olas y corrientes: la circulación general atmosférica es la causa de las corrientes oceánicas de superficie a pequeña escala, sin despreciar la influencia de otras fuerzas.Modificación del porcentaje de sales (densidad): a través de las precipitaciones y la evaporación.Calentamiento del mar: las condiciones atmosféricas, por la posición y número de las nubes, determinan cuánto y donde el océano será calentado.Presión: las altas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión en las aguas.

Influencia del océano sobre la atmósferaEl océano ejerce una influencia notable sobre la atmósfera en función de la humedad, el calor y las sales que aporta a las masas de aire.Transferencia de humedadEl océano transfiere la humedad a través de la evaporación, de vital importancia en la circulación atmosférica, pues representa el primer eslabón del ciclo hidrológico. Una masa de aire seca puede cargarse de humedad en el océano y producir precipitaciones en zonas costeras.Transferencia de calorAl tener el aire mucha menor capacidad térmica que el agua, cuando sopla sobre las aguas tiende a alcanzar su temperatura. Así pues, el agua de los océanos aporta a la masa de aire una gran cantidad de calor, tanto por transferencia directa como a través del vapor de agua. De este modo, las denominadas masas de aire marítimas (aire tropical marítimo y aire polar marítimo) toman el calificativo por adquirir las características propias de las aguas sobre las que se localizan.El efecto de la transferencia de calor es más acusado en unas zonas que en otras, según la temperatura de las masas de agua y su movilidad. Existe una interacción entre la temperatura del aire y del océano para evitar los contrastes térmicos. El mar está más caliente que el aire en el Ecuador (0’4°C); en los trópicos, hasta 10° de latitud, está menos caliente (1’2°C por debajo de la temperatura del aire), y a partir de los 40° de latitud, su temperatura vuelve a ser superior a la del aire (a 50° de latitud, unos 2°C).Un importante efecto de la interacción en el proceso de evaporación es el aumento de la salinidad de las aguas y su densidad. Otra incidencia importante es la formación de los ciclones tropicales.

Movimientos tectónicos y eustáticos

Son movimientos a mayor escala, continuos, pero lentos en el tiempo. Pueden ser debidos a movimientos ascendentes o descendentes del océano de alcance mundial (movimientos eustáticos) o de la tierra (movimientos tectónicos), de alcance más reducido.

Los movimientos eustáticos se producen por distintos hechos:

Variaciones de temperatura: el intenso frío hace que los glaciares retengan más agua, con lo que el nivel del mar baja, al contrario que con altas temperaturas, que hacen que se funda el hielo y suba el nivel del mar.Cambios de tamaño y forma de las cuencas: debido a los continuos flujos de depósitos del fondo de los océanos.Aportación de aguas juveniles.

Movimientos debidos al viento

La movilidad de las aguas superficiales se produce por la acción de los vientos, que provocan movimientos ondulatorios (olas y ondas marinas) y otros movimientos horizontales (corrientes).La circulación abisal

Está formada por corrientes muy frías. Se inicia por el descenso de aguas frías en regiones polares, que se trasladan por debajo de las aguas menos frías, debido a su mayor densidad, hasta el Ecuador, a causa de la rotación de la Tierra, a lo largo de las costas occidentales de las cuencas oceánicas. Al juntarse las corrientes frías provenientes del norte y del sur se producen flujos ascensionales compensatorios.

Concepto de régimen de precipitaciones

La mejor manera de representar la distribución anual de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo para cada mes del año los valores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por condiciones climáticas y atmosféricas similares.

Principales regímenes de precipitación:

Régimen Ecuatorial

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El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el Ecuador hay dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia (equinoccios de primavera y otoño).

Regímenes Tropical y monzónicoEn la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca le sucede una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos muy próximos (monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).

Regímenes mediterráneo, continental y oceánicoContrastes estacionales menos acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:

Régimen mediterráneo: la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las regiones subtropicales.Régimen oceánico: la inestabilidad del Frente Polar hace que la fachada occidental de Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.

LA VEGETACIÓN

Zona intertropical

Selva ecuatorialEn las selvas tropicales existe una gran riqueza vegetal (en la selva amazónica existen más de 8.000 especies), pero todas tienen un elemento común: están constituidas por plantas megatermas (necesitan altas temperaturas para vivir).Predominan las especies arbóreas, compuestas por árboles muy desarrollados en altura (hasta 60 m),Junto a las especies arbóreas están otros componentes como enredaderas (lianas de hasta 20 cm de diámetro), plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales, sin raíces en el suelo, como las orquídeas) y plantas herbáceas (su tamaño y densidad varía en función de la luz y del espacio disponible).En regiones litorales existe, los manglares. Están formados por plantas de raíces aéreas y un follaje adaptado a una elevada transpiración.

Bosque tropical con estación seca: selva tropical, sabanaSe incrementan las especies de hoja caduca, manteniéndose muchas de hoja perenne, y hay mayor densidad de sotobosque herbáceo al penetrar más la luz. Son características las asociaciones de bambú.La vegetación de sabana se deriva de un período seco superior a tres meses o una adaptación a las variaciones del contenido acuoso del suelo. Pueden encontrarse en los valles más húmedos, llamados bosques-galería tropicales.

Zona templada

Comprende una amplia gama vegetal adaptada a las variedades climáticas. Según se asciende en latitud se distinguen:Bosques de hoja perenne de climas subtropicales.Bosques de hoja caduca de climas templados y húmedos.Bosques de coníferas de climas subártico y marino de latitud media.

Bosques de hoja perenne de climas subtropicales

En los climas Cfa existe un bosque mixto, con mezcla de caducifolios y perennes debido a la estacionalidad. Donde ha intervenido poco la mano del hombre dominan los árboles frondosos (robles, arces, tilos, magnolios), destacando la laurisilva, con bosques de hoja perenne y menor presencia de coníferas. Existe un amplio desarrollo de arbustos (landas o brezales, resultado de la degradación del bosque templado caducifolio) y musgos.En los climas Csa (mediterráneos), las plantas se encuentran condicionadas por la sequía y el calor estival, con árboles de hojas pequeñas, fuertes y enceradas, de hoja perenne, troncos cortos de corteza gruesa con un profundo sistema de raíces. Forman bosques claros estratificados en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. En la cubierta arbustiva hay especies de hoja caduca y perenne de entre 1 y 3 m, destacando el maquis, la garriga y el chaparralLa estepa arbustiva o herbácea anuncia el desierto.Las especies más características son el alcornoque (en suelos silíceos con precipitaciones), la encina (en suelos calcáreos), las coníferas cálidas (pinos) en zonas secas, olivares y plantas aromáticas (romero, tomillo, lavanda, jara...).

Bosques de hoja caduca de climas continentales húmedos

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Los climas continentales, más rigurosos, desarrollan bosques de hoja caduca, bosques de coníferas y praderas herbáceas. La variedad de especies difiere según los continentes, predominando árboles altos de hoja grande. En el piso inferior hay arbustos y árboles jóvenes, y en el piso más bajo las hierbas se desarrollan cuando el suelo recibe luz (en primavera). Las especies más representativas son, en regiones frías, el haya, roble y fresno; en suelos con deficiente drenaje, el olmo y el fresno. Pueden encontrarse abedules, nogales, arces y castaños.

Bosques de coníferas del climas subártico y marino de latitud media

Hay bosques templados de coníferas y bosques de coníferas de latitudes altas o taiga, situados entre la tundra y el bosque de hoja caduca o las estepas.La degradación de este bosque origina praderas herbáceas, que en zonas de sequedad dan paso a las estepas.

Zonas cicumpolares: tundra

Al norte de la taiga y de los bosques boreales se desarrolla la tundra, extensión de tierra pelada o terreno inhóspito, tierra sin árboles. Se localiza en climas muy fríos, con humedad y suelos saturados, con una vegetación muy pobre de plantas leñosas enanas, arbustos bajos, plantas herbáceas, líquenes y musgos.

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