Agroclimatologia operativa

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Es mi primera obre que fue escrto y publicado por primera vez hacen 7 años

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Agroclimatologia operativa

  1. 1. Colección LECTURAS PRINCIPIOS DE AGROCLIMATOLOGÍA De: Ing. Apolinar Manú García Mcs. Página 1
  2. 2. La Universidad de Aquino-Bolivia te brinda, a través de las Ediciones UDABOL, la oportunidad de contar con textos útiles para el desarrollo y profundización de tus estudios. ISBN: 978-99905-955-4-3. Depósito legal: DL8-1-144-08. © Sobre esta edición: Ediciones UDABOL Santa Cruz, 2013. Edición: Cristina Baeza Martín Diseño y diagramación: Miriam González Giménez Ilustración de portada: Ediciones UDABOL Santa Cruz, 3er Anillo Interno esq. Radial 23, a cuadra y media del Hotel Los Tajibos. Santa Cruz de la Sierra, Bolivia. Página 2
  3. 3. FICHA BIOGRÁFICA DEL AUTOR. (En la solapa del libro). EL AUTOR curso estudios de bachillerato en humanidades en el Colegio Nacional Mixto “Reyes”, en el Departamento del Beni. Para después, continuar estudios superiores en la Universidad Agraria Estatal de Xarcov, república de Ucrania (Europa del Este), donde también obtiene el grado de Maestría en Ciencias Agrícolas; en la misma sigue curso de especialización sobre aspectos profundos de Agroquímica y edafología de los suelos. Desde el año 1993 se desempeñó como funcionario de la Ex CORDEBENI. Seguidamente, desde el año 1995 desempeñó funciones de Catedrático en la Universidad Autónoma del Beni (UAB), con asiento en la ciudad de Guayaramerín; desde el año 2002, hasta 2008 ha prestado sus servicios profesionales en la Universidad de Aquino Boliviana (UDABOL), Universidad Evangélica Boliviana (U E B) y la Universidad Cristiana Boliviana (UCEBOL) de la ciudad de Santa Cruz. En el año 2009 prestó sus servicios profesionales en calidad de Director de Carrera en la Facultad de Ingeniería Forestal, de la Universidad Indígena de tierras bajas “Apiaguaki Tumpa”, con asiento en Machareti (Chuquisaca). Para después, regresar a su trabajo en calidad de Docente en las universidades antes mencionadas. “Este libro, ahora corregido y mejorado constituye la consulta y el complemento necesario del técnico que trabaja en el campo, del estudiante de agronomía ya agropecuaria de las universidades y finalmente también sirve como material de consulta para los catedráticos de las diferentes universidades del país. Cumple el requerimiento de literatura científica que en muchas oportunidades se han solicitado, ya que en nuestro medio existe una escasez alarmante de publicaciones de éstos tópicos u otras de necesidad apremiante”. Página 3
  4. 4. A MANERA DE PRÓLOGO Hacen seis años publiqué por vez primera el texto titulado Agroclimatología*. Este libro vino a llenar el sentido vacío que existía en las universidades e institutos de enseñanza superior de Bolivia de contar con un buen texto guía para ayudar a comprender mejor el fascinante mundo de los fenómenos naturales como es el clima, con relación a las actividades agropecuarias. Después de cuatro años, tiempo necesario para que se agotara la primera edición, y como respuesta al gran interés surgido entre los estudiantes e investigadores de las universidades bolivianas y diferentes productores agropecuarios de la localidad por contar con un libro que indique claramente la formación, desarrollo e impacto de los elementos del clima y demás fenómenos meteorológicos respecto a la productividad, surge el presente libro, que tiene una orientación más profunda que el anterior porque incluye los criterios y las herramientas necesarias para realizar un trabajo de investigación de calibre profesional como muestra de su competencia profesional. Es que ni los estudiantes de ciencias agrícolas ni los del área pecuaria pueden tener una formación integral si no se les proporciona la oportunidad de obtener un entrenamiento serio en las actividades de la agroclimatología. Consecuentes con esta filosofía, debemos preparar a nuestra juventud profesional para enfrentar los desafíos del desarrollo sostenible que nuestro país necesita, y la forma más expedita de hacerlo será el entrenar a los estudiantes del pregrado en las actividades del desarrollo del tiempo y clima y en el desarrollo innovador de procesos y productos para que puedan en el futuro diseñar y crear industrias competitivas en el país. Se trata de que, en el ambiente actual de globalización y competitividad en que vivimos, la introducción rápida y sostenida de productos nuevos de alta calidad nos obliga a brindar a los estudiantes un libro veraz, práctico y simple. Finalmente estamos convencidos de que todo estudiante — sea de pre o de postgrado — necesita de un buen texto guía que le indique cómo planificar, recolectar y organizar datos, variables y, finalmente, lo que es más importante, que él mismo sienta satisfacción y placer al realizar el trabajo y así pierda el miedo de abordar la realización de un proyecto de calibre profesional. Esperamos que el presente libro sea el catalizador para hacer de este empeño una realidad. Ing. Apolinar Manú García Mcs. * Manú García, Apolinar: Agroclimatología. Universidad Evangélica Boliviana, Santa Cruz de la Sierra, 2003. (N. de la E.) Página 4
  5. 5. PRESENTACIÓN (ABSTRACT) La ciencia tiene como fundamento la búsqueda de la verdad, y sus principios de transparencia, difusión amplia de los resultados de la investigación, aceptación y transmisión de los resultados obtenidos por el método científico, positivos o negativos, constituyen elementos que todo estudiante y profesional deben aplicar en el transcurso de sus actividades, y aún más, cuando están preparando un trabajo de grado. El presente volumen esta dividido en once capítulos y fue desarrollado de acuerdo a un contenido mínimo del programa de estudios superiores. El capítulo I de la presente obra ofrece un a perspectiva general y, a la vez, brinda un panorama histórico del desarrollo de la ciencia. También hace referencia a la definición de la Agroclimatología, sus divisiones, y, al término del mismo, ofrece una breve explicación de la aplicabilidad de la agroclimatología al campo de la producción agropecuaria. El Capítulo II se ocupa de dar un enfoque amplio sobre la atmósfera que nos rodea; enseguida describe la presión atmosférica con sus unidades específicas y continúa con la clasificación de las diferentes capas atmosféricas, así como la composición básica de la atmósfera. Otros aspectos del capítulo son el contenido del agua en la atmósfera, la humedad relativa y la humedad absoluta, la determinación de la evapotranspiración y el significado biológico de la evaporación, para terminar con la contaminación atmosférica. En el Capítulo III se estudia la radiación solar y su composición, la constante solar, el balance energético y la radiación con relación a la fotosíntesis. Asimismo se plantea una forma para aprovechar mejor la radiación, la influencia de la radiación sobre las plantas y los animales, y se concluye el capítulo con la respuesta de los animales a la radiación solar. Los capítulos IV y V constituyen un valioso aporte al tratamiento de la temperatura y el calor y su forma de transmisión. En ellos, el estudiante encontrará una cuidadosa descripción de las variaciones de la temperatura de la tierra más los factores que regulan la temperatura en el suelo. También se incluye una descripción del balance térmico del suelo y los efectos de la temperatura en los seres vivos; las temperatura críticas y las heladas con sus respectivas medios de defensa; el punto de rocío y el enfriamiento del aire como principal mecanismo para la condensación del vapor; la importancia biológica de la humedad del aire, y, para concluir estos capítulos, el viento, los factores que lo forman, sus perjuicios y beneficios al área de la productividad agropecuaria, y los inconvenientes que presentan los rompevientos. Ya en el Capítulo VI trata del análisis crítico de la medición de la temperatura en el aire y en el suelo, tiene un altísimo valor para poder describir y explicar cómo operan cada uno de los instrumentos de medición de las diferentes temperaturas y Página 5
  6. 6. explica el instrumento de medición de la presión atmosférica. Este capítulo hace un estudio somero de las diferentes instalaciones para medir la temperatura del aire y la temperatura en la superficie del suelo. Los capítulos VII y VIII abordan la descripción y medición del rocío, la niebla, las características y clasificación de las nubes y la formación de las diferentes precipitaciones. Asimismo trata sobre el agua y su significado para las plantas y los animales, además del significado de la sequía en la agricultura. La obra conduce de una manera sistemática, paso a paso, a la circulación general del viento en la atmósfera, sus flujos energéticos, las masas de aire y las brisas. Y, finalmente en los capítulos IX y X se estudian la fenología en los cultivos y, para concluir, se incluye un análisis acerca de los factores que determinan el clima de Bolivia y sus clasificaciones del mismo. El objetivo planteado es ayudar a los estudiantes, investigadores y productores en general a apreciar la perspectiva de la Agroclimatología y las formas en que esta afecta a la productividad agropecuaria. Página 6
  7. 7. ÍNDICE A MANERA DE PRÓLOGO PRESENTACIÓN (ABSTRACT) CAPÍTULO I. INTRODUCCIÓN A LA AGROMETEOROLOGÍA Introducción a la agroclimatología Principios que rigen la distribución de los organismos El medio ecológico y el ecosistema Concepto de tiempo y clima Elementos del tiempo y el clima Definición de la agrometeorología Desarrollo histórico de la agroclimatología Aplicaciones de la agroclimatología Variables agroclimatológicas La transpiración de los vegetales Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO II. LA ATMÓSFERA Introducción a la atmósfera. La presión atmosférica Unidades absolutas de fuerza por unidad de superficie Clasificación de las capas atmosféricas Composición de la atmósfera Composición básica de la atmósfera Características de la atmósfera del suelo El agua atmosférica La humedad relativa y la humedad absoluta. La evapotranspiración Aspectos técnicos de la evaporación Página 7
  8. 8. Determinación de la evapotranspiración Significado biológico de la evaporación Los hidrometeoros La contaminación atmosférica La atmósfera y la producción agropecuaria Generalidades de la presión atmosférica Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO III. LA RADIACIÓN SOLAR Introducción a la radiación solar Efecto de la atmósfera en la radiación solar La constante solar La luminosidad El balance energético La variación anual y la radiación recibida La radiación reflejada y absorbida por la Tierra Radiación y Fotosíntesis Constante térmica Cómo aprovechar mejor la radiación El fotoperiodismo Influencia de la radiación solar sobre las plantas y los animales Respuesta de los animales a la radiación solar Importancia de la oscuridad Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO IV. TEMPERATURA Y CALOR Introducción a la temperatura y el calor La temperatura El termoperiodismo Variaciones de la temperatura Importancia agronómica de la temperatura Factores que regulan la temperatura del suelo El balance térmico del suelo Página 8
  9. 9. Efectos de la temperatura La integral térmica Las temperaturas críticas Heladas y medios de defensa Heladas (escarcha). Su efecto sobre los cultivos Otros efectos de la temperatura del aire en la producción agropecuaria Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO V. LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA Y LOS VIENTOS Introducción a la humedad atmosférica La sequía, fenómeno perjudicial para la agricultura Características agrometeorológicas de las medidas de lucha contra la sequía La humedad y la pluviometría El punto de rocío El enfriamiento del aire Importancia biológica de la humedad del aire El viento: perjuicios y beneficios Los rompevientos Inconvenientes de los rompevientos Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO VI. MEDICIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE Y DEL SUELO Introducción a la medición de la temperatura del aire Descripción y operación de los termómetros Instalaciones para medir la temperatura del aire Instrumentos para medir la temperatura en la superficie del suelo Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO VII. LAS PRECIPITACIONES: LA LLUVIA, EL ROCÍO, LA NIEBLA Y LAS NUBES Introducción: teorías sobre la precipitación Las precipitaciones El mecanismo de formación de la lluvia Página 9
  10. 10. La lluvia Composición del agua de lluvia El balance hídrico El rocío Medición del rocío: el rociómetro La niebla El granizo y la escarcha Las nubes Características: subdivisión y clasificación de las nubes El agua y su significado para las plantas y los animales Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO VIII. EL VIENTO El viento: generalidades Causas del viento Circulación general de la atmósfera Circulación de la atmósfera y flujos energéticos Las masas de aire Las brisas Los vientos alisios Los monzones Ejercicios de autoevaluación CAPÍTULO IX. LA FENOLOGÍA VEGETAL Y ANIMAL Introducción a la fenología Pronóstico fenológico La línea isófana La ley de Hopkins Las observaciones fenológicas Las limitaciones fenológicas Ejercicios de autoevaluación Página 10
  11. 11. CAPÍTULO X. LOS FACTORES QUE DETERMINAN EL CLIMA DE BOLIVIA Características del clima boliviano Descripción general del clima de Bolivia La cordillera El Altiplano Los Yungas Los valles secos La llanura amazónica La llanura chaqueña Ejercicios de autoevaluación BIBLIOGRAFÍA Página 11
  12. 12. CAPÍTULO I (1) INTRODUCCIÓN A LA AGROCLIMATOLOGÍA (2) INTRODUCCIÓN A LA AGROCLIMATOLOGÍA Desde el momento en que el hombre comenzó a utilizar las especies vegetales y animales para su beneficio, tuvo conocimiento de la influencia de las condiciones ambientales sobre la vida y la producción de sus cultivos y rebaño ganadero. A través del tiempo, los efectos favorables o perjudiciales que los fenómenos y condiciones meteorológicos ejercían en sus actividades agropecuarias fueron formando el conocimiento empírico que las distintas civilizaciones plasmaron como tradición oral o escrita a través de sus folclores, sus cantos, sus refranes o sus narraciones de todo tipo. Aun mucho antes de nuestra era, aquellos pueblos agricultores como el egipcio, el babilónico, y otros, dejaron innumerables referencias sobre la influencia de los fenómenos atmosféricos en sus cultivos, pero las referencias racionales y efectivas sobre tales efectos, sólo comenzaron con la invención de los primeros instrumentos de medición meteorológica. El clima es uno de los principales factores que ha contribuido en gran parte a la evolución de los seres vivos. El tiempo climático dirige la producción agropecuaria. La aplicación de la ciencia y la tecnología ha transformado la explotación agropecuaria de una explotación de subsistencia familiar a una empresa comercial que ofrece las posibilidades de alta rentabilidad. Sin embargo, tanto en el pasado como hoy, especialmente en relación con la siembra de cultivos, el tiempo climático continúa su incansable, silenciosa e inobjetable labor de conducir la producción, aunque casi ignorada por el chispazo exitoso del nacimiento y utilización de la tecnología. Y esta es la explicación de las diferencias en rendimiento, aun utilizando las mismas técnicas y material genético. En definitiva, la ciencia y la tecnología pueden ayudar a lograr excelentes rendimientos cuando el tiempo climático se presta a ello pero, lamentablemente, también puede ocurrir lo contrario. Además, hay que recordar que al especializarse la producción como agrícola o ganadera, también se afina su sensibilidad al efecto conductor del influjo climático. PRINCIPIOS QUE RIGEN LA DISTRIBUCIÓN DE LOS ORGANISMOS El crecimiento y producción de los organismos depende de la interacción de una población de plantas y animales y el medio físico en el cual viven. Una división del medio físico, conveniente para entender las relaciones complejas de los seres vivos con su medio abiótico, en cuanto a los elementos del clima se refiere, es la siguiente: Temperatura.- Es el principal elemento para determinar el área tropical, subtropical, templada, etc., así como los límites dentro del cual pueden habitar los organismos. Página 12
  13. 13. Precipitación pluvial.- Determina las diferentes zonas hídricas y los límites dentro de los que se desarrollan los organismos, especialmente las plantas en cuanto a sus necesidades de agua. Vapor de agua, dióxido de carbono (CO2) y oxígeno (O2).- Los dos últimos y el déficit de saturación de agua pueden afectar el crecimiento. El viento.- Puede afectar el crecimiento de las plantas al cambiar la concentración del CO2 a la altura de ellas; asimismo, puede causar daños mecánicos a las plantaciones y ser el responsable total o parcial de la propagación de esporas, plagas, enfermedades, contaminantes, etc. La luz.- También determina la intensidad fotosintética y el fotoperiodismo. (2) EL MEDIO ECOLÓGICO Y EL ECOSISTEMA Importancia del clima en el desarrollo agrícola.- Las plantas, como los animales y otros organismos, normalmente no viven solos en la naturaleza; por el contrario, constituyen comunidades bióticas. La comunidad biótica ha sido descrita por Odum (1959) como una unidad funcional, mantenida unida por una interdependencia entre sus miembros; está compuesta por poblaciones más pequeñas, cuyos miembros se encuentran íntimamente asociados entre sí. Se considera que las poblaciones están constituidas por individuos de la misma especie. En la población y en la unidad ecológica es necesario tener en cuenta las condiciones físicas del hábitat. La dinámica total, formada por el hábitat y los organismos vivientes asociados que lo ocupan, es conocida como el “ecosistema”. En el ecosistema los organismos vivos y su medio no viviente están inseparablemente relacionados y en constante interacción entre sí. Además, Odum ha sugerido que cualquier área natural que comprenda organismos vivos y sustancias no vivientes, interaccionantes para producir un cambio de materiales entre ellos, constituye un ecosistema. Los factores del medio ambiente actúan juntos sobre plantas y animales. Igualmente, se reconoce que los organismos vivos reaccionan, a su vez, con el medio: en él producen comúnmente marcadas modificaciones. No se debe restar importancia a la posibilidad humana de cambiar o dirigir el normal funcionamiento de los ecosistemas. El mismo Odum (1959) se ha referido a los daños que se pueden producir en los ecosistemas básicos al intervenir el ser humano inapropiadamente: es fácilmente concebible que el hombre puede ocasionar en ellos cambios profundos que los conduzcan a un futuro magnífico o a la destrucción. Por ejemplo, la desconsiderada destrucción de bosques y la indiscriminada construcción de carreteras han cambiado enormemente las características de las vertientes importantes. La labranza de vastas áreas de prados en zonas subhúmedas y semiáridas con el propósito de extender los diferentes cultivos han perturbado considerablemente los ecosistemas naturales estables. Página 13
  14. 14. La agrometeorología y la climatología son inseparables, por lo que es necesario conocer algunos aspectos generales de esta última para comprender la primera. La palabra “meteorología” deriva de las voces griegas, “meteoro”, que significa fenómeno celeste, y “logos”, tratado o estudio. La meteorología es una rama de la física que se dedica al estudio de la atmósfera y de los fenómenos que en su seno tienen lugar. La atmósfera y los fenómenos que en ella transcurren, no se estudian, salvo algunos aspectos, por pura curiosidad o interés científico como “ciencia pura” sino que, por el contrario, esta ciencia tiene como finalidad su aplicación útil a determinados sectores de la humanidad por sus implicaciones en ciertas esferas de la actividad del hombre. Bajo este precepto, se han desarrollado distintas ramas de la meteorología: meteorología dinámica, física, sinóptica, marítima o náutica, hidrometeorología, climatología, aerología, meteorología médica, meteorología agrícola o agrometeorología. Aerología.- Estudia las circunstancias y fenómenos de la atmósfera superior. Meteorología médica.- Analiza la relación entre las condiciones meteorológicas y climáticas y la salud humana. Meteorología dinámica.- Estudia las leyes de los movimientos que tienen lugar en la atmósfera y las trayectorias de las perturbaciones. Climatología.- Tiene por objeto el estudio de los climas, sus causas, clasificaciones y su influencia en las actividades humanas. Agroclimatología.- Es la ciencia que estudia las condiciones meteorológicas e hidrológicas que tienen relación con los objetos y procesos de la producción agropecuaria. (2) CONCEPTO DE TIEMPO Y CLIMA Tiempo.- Se refiere a las condiciones meteorológicas, al estado de la atmósfera en un momento dado o en un período relativamente corto. El tiempo atmosférico está conformado por un conjunto de elementos. A cada uno de estos se les denomina “elementos del tiempo” (temperatura, nubosidad, viento, humedad del aire, precipitaciones, insolación, etc.). Características del tiempo.- El tiempo se caracteriza por ser variable y complejo. Es variable porque cambia continuamente, (minuto a minuto y hora a hora). Es complejo porque está determinado por varios factores a la vez, y no es posible caracterizarlo por un solo valor. Si se quiere describir adecuadamente las características del tiempo en un momento dado debe decirse cómo se presentó cada uno de los elementos que las componen, aunque muchas veces, por comodidad, se simplifica la caracterización del tiempo al elemento más significativo de ese momento, y se habla entonces de tiempo nublado, tiempo lluvioso, tiempo caluroso y otros. Estas dos características del tiempo tienen ciertas implicaciones prácticas en meteorología y agrometeorología. Clima.- Se refiere al comportamiento habitual o promedio del tiempo en un lugar dado. Siempre al hablar de clima se hace referencia obligatoriamente a un lugar, Página 14
  15. 15. ya que este tiene una función espacial, lo contrario del tiempo atmosférico, que es una función del tiempo cronológico (mínimo 30 años). Características del clima.- Para caracterizar el clima es necesario valerse del promedio de los datos meteorológicos, tomados durante un número considerable de años. Al igual que el tiempo, el clima está determinado por los mismos elementos, pero al hablar de clima se refiere a elementos del clima. El clima, a diferencia del tiempo, es muy poco variable, se considera constante hasta cierto punto, pues es, por definición, el comportamiento habitual del tiempo en el lugar tratado. (2) ELEMENTOS DEL TIEMPO Y EL CLIMA Tanto el tiempo como el clima están conformados por varios elementos. Los principales son los siguientes: radiación solar, temperatura, presión atmosférica, evaporación, precipitación, humedad atmosférica, nubosidad, viento y otros fenómenos atmosféricos diversos (eléctricos, ópticos, acústicos). Los factores climáticos (latitud, altitud, continentalidad, etc.) son aquellos fenómenos que se producen en la superficie de la tierra y repercuten directamente sobre el clima. La agrometeorología aspira a poner la ciencia climatológica al servicio de la agricultura, se encarga del estudio de la adaptación de los cultivos agrícolas a los climas y estudia la capa superficial del aire desde el suelo hasta los 5 m de altura aproximadamente; también estudia la relación del tiempo con las cosechas, con las enfermedades y con las plagas de los cultivos, así como la influencia de los factores y elementos del clima sobre la fenología de cultivos y plagas. (2) DEFINICIÓN DE AGROCLIMATOLOLOGÍA La agroclimatología es un conjunto interdisciplinario que se encarga de poner los conocimientos meteorológicos al servicio de la agricultura, en un afán por optimizar la producción. Existen ciertas diferencias entre la agrometeorología y la agroclimatología aunque con el término “agrometeorología” se pueden englobar ambas disciplinas. Algunos autores ofrecen distintas definiciones que pueden resumirse en las siguientes: Climatología agrícola o agroclimatología es la ciencia que se encarga de estudiar las leyes y principios que relacionan los fenómenos meteorológicos con el crecimiento, desarrollo, y rendimiento de las plantas cultivadas. Climatología agrícola o agroclimatología es la ciencia que se encarga de estudiar las leyes y principios que relacionan los elementos y factores del clima con el crecimiento, desarrollo y rendimiento de las plantas cultivadas. Página 15
  16. 16. A través de los años se han expuestos diferentes definiciones sobre la agroclimatología o climatología agrícola, pero en todas se expresa de una forma u otra que esta ciencia estudia las características y condiciones atmosféricas que influyen en el crecimiento, desarrollo y rendimiento de las plantas, así como también de los animales. (2) DESARROLLO HISTÓRICO DE LA AGROCLIMATOLOGÍA La meteorología y la agroclimatología están estrechamente relacionadas, por lo que el desarrollo de ambas tiene una historia común. La historia del desarrollo de la meteorología está relacionada con la escritura del primer libro (que se conoce hasta el momento) sobre meteorología en la antigua Grecia, cuya autoría se atribuye a Aristóteles. En dicho libro se exponen algunas ideas sobre los fenómenos observados hasta esa fecha y la relación de los cambios del tiempo con los cambios de algunos elementos, entre ellos, la dirección del viento. Pero es también en la antigua Grecia, en el siglo V a. c., que se realizaron las primeras observaciones meteorológicas con ayuda de instrumentos e instalaciones. Se considera que en esa época se inventaron el pluviómetro y la veleta, y se inició la información sobre el estado del tiempo. (2)APLICACIONES DE LA AGROCLIMATOLOGÍA. La agroclimatología es un instrumento muy valioso en la planificación de las actividades agrícolas, tales como: - Distribución de cultivos y variedades en las regiones más adecuadas para su explotación comercial. - Planificación de trabajos en conservación de suelos, irrigación y drenaje agrícola. - Apertura del área del cultivo y reubicación de los cultivos según suelos y climas. - Prevención del ataque de una plaga o enfermedad. - Minimización de las pérdidas agrícolas en la producción agrícola. - Predicción de la aparición de las fases fenológicas de los cultivos. - Zonificación de cultivos. - Prevención a tiempo a los agricultores sobre el peligro de huracanes, granizadas lluvias torrenciales, etc. - Planificación de los calendarios de las operaciones agrícolas más diversas: preparación del terreno, siembra, labores, aplicación de pesticidas, cosechas, y otras. Página 16
  17. 17. (2) VARIABLES AGROCLIMATOLOLÓGICAS En la agroclimatología se manejan dos tipos de variables a saber: Variable climatológica.- Define un elemento meteorológico desde el punto de vista puramente del fenómeno. Por ejemplo: los simples datos de temperatura, radiación solar, viento, precipitación, y otros. Variable agroclimatológica.- Es la que presenta una relación evidente entre la variable meteorológica y las plantas o animales; es decir, tiene un carácter no solamente físico, sino también biológico. Ejemplo: la evapotranspiración, la humedad del suelo y la temperatura del suelo en el que se desarrollan las plantas, la temperatura del follaje de las plantas y la suma de temperaturas durante determinada fase de un cultivo. (2) LA TRANSPIRACIÓN DE LOS VEGETALES Del total del agua absorbida por una planta, sólo una pequeña cantidad es retenida. La mayor parte, aproximadamente el 99 %, se transporta a las partes aéreas, donde se evapora. La pérdida de agua de las plantas, en forma de vapor, se llama “transpiración”. A pesar de sus efectos negativos, la transpiración es un proceso necesario para la planta. Para facilitar la absorción del oxígeno y dióxido de carbono por las hojas, se necesita exponer a la atmósfera una gran área de superficie húmeda, y esto implica una gran pérdida de agua por transpiración. La intensidad de transpiración tiene una periodicidad diurna que está relacionada con algunas condiciones meteorológicas. La radiación solar es el elemento climático más relacionado con la intensidad de transpiración, porque la radiación suministra energía. La velocidad de transpiración aumenta cuando el aire que rodea a la planta es seco, debido a que el vapor de agua pasa con mayor facilidad a la atmósfera. El movimiento del aire sobre la superficie de una hoja tiende a eliminar el vapor de agua y aumenta la velocidad de evaporación. Una reducción del abastecimiento de agua provoca la detención del proceso de transpiración. Página 17
  18. 18. (3) Ejercicios de autoevaluación 1.- La manifestación diaria de la influencia producida por los factores de humedad, temperatura, luz sola, viento y presión atmosférica constituyen lo que se conoce con el nombre de:………………………. 2.- Cite los componentes del clima: 3.- Ubique los conceptos de geografía física, meteorología, climatología de tal manera que vayan de lo más general a lo más específico. 4.- Identifique qué frases de las expuestas a continuación se relacionan con el concepto de clima y cuales con el de tiempo, y para ello señale con (c) o con (t), respectivamente, según corresponda. ( ) Estado medio atmosférico relativamente estable. ( ) Caracteriza el estado medio de la atmósfera en un lugar. ( ) Es estudiado por la meteorología. ( ) Es estudiado por la climatología. ( ) Estado atmosférico transitorio. 5.- Resuma el concepto de ecosistema. 6.- ¿Qué clase de ecosistema es la agricultura? Página 18
  19. 19. CAPÍTULO II (1) LA ATMÓSFERA (2) INTRODUCCIÓN A LA ATMÓSFERA La palabra atmósfera deriva de las voces griegas: “Athmos” = vapor y “Sphaira” = esfera. Es la capa gaseosa que envuelve la tierra. A corto plazo su composición es fija, y su contenido prácticamente es constante. A largo plazo hay elementos que sufren variaciones. Por ejemplo: el dióxido de carbono aumenta en una proporción de 0,7 ppm/año (partes por millón por año), como consecuencia de las combustiones de carácter industrial y de la respiración. Esta masa de aire que rodea la Tierra o un astro cualquiera debe tener la forma de un esferoide más aplastado aun por los polos que la esfera terrestre. No se ha comprobado su magnitud, pero se cree sin embargo que tiene más de 60 km de altura. La atmósfera ejerce sobre todos los cuerpos, en la superficie de la Tierra, una presión variable (presión atmosférica) que se puede medir con el barómetro. La presión media es de unos 1033 g/m2, de suerte que un hombre de corpulencia ordinaria soporta una presión de 1.700 kg. No nos aplasta dicha masa, porque le hace contrapeso la reacción de los fluidos de que está lleno nuestro cuerpo. En la atmósfera se distinguen distintas capas verticales superpuestas en la atmósfera, de límites variables, que poseen distintas temperaturas. La mitad de la masa de la atmósfera se encuentra entre la corteza terrestre y unos 5300 metros de altura. La mitad del agua atmosférica está comprendida entre los primeros 1800 metros de altura, y el material sólido atmosférico, en un espesor menor. Las capas de aire de la atmósfera se enfrían a medida que se sube, un grado cada 215 metros. Las observaciones astronómicas demuestran que los planetas y sus satélites (excepto la Luna) están igualmente rodeados por una atmósfera. Por lo tanto están formados por una mezcla de gases y de partículas sólidas de origen terrestre y cósmico. Esta admitido que por encima de los 1000 km de altitud la atmósfera no produce fenómenos observables debido al enrarecimiento de las moléculas de aire. La presión atmosférica, al igual que la temperatura, disminuye uniformemente con la altura. (2) LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA Entre las principales propiedades físicas del aire se encuentra la presión atmosférica, la cual se define como el peso de la columna de aire atmosférico ejercido sobre una unidad de superficie, que también recibe el nombre de “presión estática”. Torricelli (1) fue quien demostró, con su ingenioso experimento, la presencia de la presión atmosférica. Utilizando un tubo de vidrio de 1 cm² de sección, abierto por un solo extremo, lo llenó de mercurio (Hg), tapó con el dedo el extremo abierto del tubo y lo sumergió en una cubeta que contenía también mercurio (Figura 1). Página 19
  20. 20. Figura 1.- Experimento de Torricelli con el tubo capilar. Al retirar el dedo del extremo abierto de tubo, el mercurio comenzó a pasar de este último a la cubeta, hasta descender a una altura de 760 mm, a partir de la superficie libre del líquido. ¿Cómo es esto posible? Para que no continuara saliendo líquido del tubo a la cubeta era necesario que alguna presión exterior equilibrara la presión hidrostática de la columna líquida. Esta presión exterior, es precisamente, la que ejerce la columna de aire atmosférico sobre la superficie libre de la cubeta, la presión atmosférica, que es capaz de equilibrar la columna de mercurio del experimento de Torricelli. Como ambas presiones están en equilibrio, se pudo determinar la magnitud de la presión atmosférica, a través del cálculo de la presión hidrostática de la columna líquida. Según el experimento de Torricelli, la altura alcanzada por la columna líquida (Hg) en condiciones normales fue de 76 cm, por lo que pudiera decirse que la presión atmosférica normal equivale a 76 cm o a 760 mm de Hg. La aceleración de la gravedad de la Tierra aumenta del Ecuador hacia los polos y disminuye con la altura. Para eliminar la influencia de estos factores sobre la altura de columna de mercurio, equivalente a la presión atmosférica, se realiza la corrección de acuerdo con la aceleración de la gravedad a la latitud de 45°. La presión igual a la masa de la columna de mercurio, cuya altura alcanza 760 mm, a una temperatura de 0° C, en la altitud de 45° y sobre el nivel del mar, recibe el nombre de “presión atmosférica normal”. Página 20
  21. 21. (2) UNIDADES ABSOLUTAS DE FUERZA POR UNIDAD DE SUPERFICIE Si se multiplica la masa de mercurio por la aceleración de la gravedad, se obtiene la fuerza en unidades absolutas. La masa de la columna de mercurio es 1033,3 g y la aceleración es la de la gravedad. Así se tiene: F = m.a Donde: F = Fuerza, m = Masa a = aceleración Por lo tanto: F = 1033, 3 g * 980, 6 cm/s² F = 1 013 250 dinas Como esta fuerza actúa sobre 1 cm², tendremos una presión de 1 013 250 dinas/cm². La fuerza puede expresarse también en newton (N). F = m.a F = 1,0333Kg * 9,8 m/s² F = 10,126 N Por lo tanto, la presión atmosférica normal es de 10,126 N/cm². Durante mucho tiempo las unidades que se utilizaron para expresar la presión atmosférica en la práctica fueron el milímetro de mercurio (mm de Hg) y el milibar (mb). A partir de 1980 y de acuerdo con el Sistema Internacional de Unidades (2) se comenzó a usar el Pascal, en calidad de unidad internacional, para expresar la presión atmosférica. Por consiguiente, se tiene que: 1 Pa = 1 N/m2 = 10-5 bar = 0,01 mb En la práctica es más conveniente usar el hectopascal (hPa), que equivale al mb. (2) CLASIFICACIÓN DE LAS CAPAS ATMOSFÉRICAS Página 21
  22. 22. Según los estudios más recientes, la atmósfera puede dividirse en Troposfera, Estratosfera, Mesosfera, Ionosfera, Termosfera y Exosfera. (Figura 2). Cada una de estas capas posee características propias, y están separadas entre sí respectivamente por la Tropopausa, Estratopausa, Mesopausa y Termopausa. Los límites de la división varían de cola con las diversas latitudes y para una misma localidad, varían en el tiempo. Figura 2. Estratificación de la atmósfera y distancias aproximadas de cada capa en la Tierra. (2) COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA a) Ubicación.- La atmósfera terrestre es la envoltura gaseosa que rodea a la Tierra y que permanece unida a ella gracias a la atracción de la fuerza gravitatoria. Su límite inferior son los continentes y los océanos de la superficie del planeta, y se extiende más allá de los 1000 km de altura. La densidad de la atmósfera disminuye con la altura a medida que la presión atmosférica va siendo menor, de manera que en los 5 km se encuentra contenida la mitad de la masa total. b) Zonas.- El aire de la atmósfera está compuesto por una mezcla de gases, (Cuadro 3), cuya proporción se mantiene prácticamente constante en las capas bajas, y por una serie de partículas sólidas y líquidas que se encuentran presentes en suspensión con cantidades variables. En función de la composición del aire se diferencian dos capas en la atmósfera: los primeros 80 km reciben el nombre de “Homosfera”, ya que el aire está formado por una mezcla prácticamente homogénea de gases. Pero en mayor altura los gases se disponen en capas paralelas en función de sus pesos moleculares en la región conocida como “Heterosfera”. Página 22
  23. 23. c) Composición.- La composición del aire de la atmósfera se mantiene constante gracias a los permanentes movimientos verticales que aseguran su mezcla continua. Las turbulencias impiden que los gases menos pesados, como el hidrógeno y el helio se disocien de los más pesados y escapen hacia las capas más altas. La proporción de los distintos gases presentes en el aire de los primeros 25 km de altura de la atmósfera es la que aparece en la tabla siguiente: Elemento Porcentaje (%) Nitrógeno 78,08 Oxígeno 20,94 Argón 0,93 Dióxido de carbono 0,03 Neón y otros gases 0,001 Cuadro 3. Cuadro demostrativo del contenido de gases en la atmósfera. (2) COMPOSICIÓN BÁSICA DE LA ATMÓSFERA a) Gases básicos.- Los principales componentes de la atmósfera son el nitrógeno, el oxígeno, el argón, y el dióxido de carbono, que suman, entre los cuatro, el 99,8 % del volumen total del aire. El 0,4 % está formado por trazas de distintos gases. Solo el oxígeno y el nitrógeno suponen un 98 % del volumen; sus proporciones permanecen constantes, prácticamente en toda la heterosfera. El resto de los gases presenta un mayor rango de variación, pero desempeñan importantes funciones en el balance energético de la atmósfera y en los procesos termodinámicos. También están presentes en la atmósfera otros componentes cuya proporción varía enormemente: vapor de agua, aerosoles y partículas en suspensión. b) Dióxido de carbono.- La concentración atmosférica del CO2 puede presentar variaciones tanto espaciales como temporales. Las fuentes naturales de emisión de dióxido de carbono a la atmósfera son: la respiración, la descomposición natural de la materia orgánica, los incendios por causas naturales, las emanaciones volcánicas y el intercambio entre la atmósfera y los océanos. El dióxido de carbono puede proceder también de fuentes artificiales, teniendo como principales orígenes la utilización de combustibles fósiles y la deforestación. Página 23
  24. 24. Las emisiones naturales se encuentran recompensadas por la existencia de dos grandes sumideros o pozos, de manera que existe un intercambio natural en el intercambio de CO2 con la atmósfera. Los responsables de la absorción del CO2 son los océanos y la vegetación. Los océanos pueden presentarse como fuentes o como sumideros en función de la temperatura de las aguas. En general, los océanos actúan absorbiendo CO2 en las latitudes altas, donde la disminución de la temperatura aumenta la solubilidad del CO2, y liberándolo en los trópicos. La vegetación, tanto de las aguas oceánicas como de la superficie terrestre, extrae el CO2 de la atmósfera para emplearlo como sustrato de la fotosíntesis en la generación de compuestos orgánicos. Parte del CO2 fijado regresa a la atmósfera, producto de la respiración al degradar compuestos para la obtención de energía; el resto permanece detenido durante mucho más tiempo en forma de biomasa. Tanto los océanos como la vegetación pueden actuar absorbiendo o liberando CO2 por lo que desempeñan una función reguladora de los flujos de entrada y salida de este gas en la atmósfera. Si embargo, las emisiones antrópicas del CO2 han ido aumentando progresivamente y se ha roto el equilibrio, de forma que la concentración actual es un 30 % más alta que antes de la revolución industrial. c) El ozono (O3).- Es un compuesto que se encuentra en muy baja concentración en el nivel del suelo, pero que aumenta rápidamente con la altura. La mayor parte del ozono contenido en la atmósfera se encuentra entre 15 y 35 km de altura, pero su máxima acumulación se encuentra entre 20 y 25 km. Las características del ozono y los fenómenos en los que participa son muy distintos en función de la capa atmosférica en la que se encuentre. El ozono troposférico sufre variaciones espaciales debido a los movimientos verticales y horizontales del aire, mientras que el ozono estratosférico presenta variaciones estacionales que pueden alterar el equilibrio fotoquímico de la atmósfera. El ozono (O3), al igual que el dióxido de cloro (ClO2), tiene otros efectos diferentes a la desinfección, los cuales lo hacen en particular atractivo en el tratamiento de agua. Por su carácter de agente oxidante fuerte puede ser aplicado en cualquier circunstancia en la cual el cloro es efectivo; ayuda en la remoción de olores y sabores de moho, tierra, pescado y lodo. El ozono (O3), a diferencia del cloro, requiere muy poco tiempo de contacto para una desinfección efectiva. Se ha encontrado que los tiempos de contacto aun para la inactivación de virus son de apenas dos minutos. Se puede fabricar ozono mediante descargas eléctricas dentro de aire frío seco, oxígeno de alta pureza o aire enriquecido con oxígeno. El ozono se convierte espontáneamente en oxígeno, por tanto, en lugares distantes del punto de uso es poco práctico. Página 24
  25. 25. d) El agua.- El vapor de agua es otro compuesto que presenta grandes variaciones de concentración en la atmósfera. A baja altura, la proporción de vapor de agua presente en el aire oscila entre 0 y 4 % en volumen. Disminuye rápidamente con la altura, de tal forma que a los 12 km de altura, se encuentra casi ausente de la composición del aire. El agua presente en la atmósfera procede de la evaporación de las aguas superficiales y de la evapotranspiración de las plantas. Llega a las zonas altas de la troposfera gracias a los movimientos verticales del aire. El agua no se encuentra nunca en equilibrio en la atmósfera y está circulando constantemente en un ciclo cerrado. El agua que se evapora en los océanos y continentes es transportada a latitudes medias, se condensa en forma de nubes y se precipita, regresando de nuevo a la superficie. La cantidad de agua contenida en el aire es un factor muy importante en el estudio del clima, y en la agroclimatología, por el gran número de fenómenos en el que interviene: condensación, congelación, sublimación, precipitación, liberación de calor latente en los cambios de estado y balances energéticos, siendo el principal agente del efecto invernadero que atrapa la radiación terrestre. Si la cantidad de CO2 alcanza valores inferiores a los 100 ppm, la intensidad de la fotosíntesis disminuye. Esta disminución sólo se da en invernaderos cerrados, donde no existe intercambio con la atmósfera libre. Durante el día, la atmósfera del invernadero se va empobreciendo en CO2. En estas condiciones, la actividad fotosintética es muy baja y hasta puede llegar a pararse. Este defecto de CO2 puede solucionarse aplicando directamente dióxido de carbono (abonado carbónico). (2) CARACTERÍSTICA DE LA ATMÓSFERA DEL SUELO La atmósfera del suelo, a pesar de ser una continuidad de la atmósfera libre, presenta sus características propias. En primer lugar, el aire del suelo no posee la movilidad que tiene el de la atmósfera libre, más bien se encuentra confinado entre las partículas del suelo. Por esta razón, cualquier alteración en la atmósfera del suelo se reflejará profundamente en su composición. En segundo lugar, en el suelo se produce un proceso respiratorio muy intenso, tanto de los órganos subterráneos de los vegetales como de los macro y micro organismos que viven en él. También se produce la descomposición de la materia orgánica, estos procesos consumen oxígeno y liberan CO2, lo cual unido a la poca movilidad del aire del suelo, provoca una acumulación progresiva de CO2 y una disminución del contenido de O2. En la atmósfera libre también se producen estos fenómenos, pero debido a la gran movilidad y difusibilidad del aire, cualquier alteración es rápidamente compensada, por lo que se observa una composición homogénea. Además, en la atmósfera libre tiene lugar el proceso de fotosíntesis, que consume CO2 y libera O2 compensando el desprendimiento de CO2 y la absorción de O2 de la respiración. Página 25
  26. 26. Estas características de la atmósfera del suelo hacen que su composición no sea homogénea como la de la atmósfera libre, por el contrario, es muy variable, dependiendo de la actividad biológica existente en cada suelo y momento y de la capacidad de intercambio que tengan con la atmósfera libre. (2) EL AGUA ATMOSFÉRICA La atmósfera contiene agua en los tres estados: en forma de vapor, que se comporta como un gas, en gotas de condensación y en estado sólido. La cantidad de agua en estado de vapor en la atmósfera se puede expresar en g/m3, que es la humedad absoluta, o en mm de Hg., correspondientes a la presión parcial de dicha cantidad. La humedad relativa, en porcentajes, representa el déficit de saturación o de presión de la atmósfera, o, lo que es lo mismo, lo que le falta a la atmósfera para saturarse. La humedad del aire se mide por medio de higrómetros (3); los más usados son los de cabellos y los psicrómetros. La humedad del aire no tiene mucha importancia como fuente directa de agua para los vegetales, pero tiene un gran significado como reguladora de las pérdidas de agua por evaporación del suelo y por transpiración de las plantas. Cuando la cantidad de vapor de agua en cierto volumen de aire supera el valor de saturación, se pasa a un estado sobresaturado, es decir, en el aire se tiene mucho vapor. Esta situación dura muy poco tiempo y aparece agua líquida sobre los centros de condensación: suelo, rocas, vegetación, sobre los cuales se condensa el vapor en forma de rocío o escarcha, según la temperatura ambiente. Sucede generalmente que estos centros de condensación son pequeñas partículas de polvo atmosférico. Dependiendo de una serie de circunstancias ambientales (altitud, temperatura, vientos dominantes y relieves, entre otros) el vapor de agua condensado da lugar a una serie de meteoros atmosféricos: lluvia, granizo, nieve. La cantidad de agua contenida en el aire es un factor muy importante en el estudio del clima y en meteorología por el gran número de fenómenos en el que interviene: condensación, congelación, sublimación, precipitación, liberación latente en los cambios de estado y balance energético. Asimismo es la principal responsable del efecto invernadero que atrapa la radiación terrestre. Existen diferentes parámetros para cuantificar la cantidad de vapor de agua del aire. Se considera entre los principales a la humedad relativa y a la humedad absoluta. (2) LA HUMEDAD RELATIVA Y LA HUMEDAD ABSOLUTA Un metro cúbico de aire, a temperatura fija, puede contener cantidades muy variables de vapor de agua. Por ejemplo, aire con 14° C de temperatura puede contener desde un mínimo de cero gramos hasta un máximo de 12 gramos. Otro Página 26
  27. 27. ejemplo, aire, a 20° C, puede poseer desde un mínimo de cero gramos, hasta un máximo de 17 gramos. Finalmente, el aire a 40° C, podrá tener un mínimo de cero gramos hasta un máximo de 51 gramos. Es fácil advertir que la cantidad mínima de vapor de agua que puede contener un metro cúbico de aire es siempre 0 gramos, cualquiera que sea la temperatura. Cuando 1 metro cúbico de aire posee 0 gramos de vapor de agua se dice que el aire está completamente seco. Es diferente cuando se trata de la cantidad máxima; en los tres ejemplos, los valores máximos fueron de 12, 17 y 51 gramos. Toda vez que un metro cúbico encierra la cantidad máxima de vapor de agua que es capaz de admitir, se dice que el aire se halla saturado, pues una inyección suplementaria produce condensación de todo el excedente. Los ejemplos anteriores indican que la cantidad de vapor de agua necesaria para saturar un metro cúbico de aire aumenta notablemente con la elevación de la temperatura. Entre los extremos de aire completamente seco y aire saturado, se presentan todos los casos intermedios. Para definir estos últimos en cifras se recurre a la llamada “humedad relativa”. Por eso, se define la humedad relativa como el cociente porcentual entre la cantidad de vapor de agua presente en el aire a una determinada temperatura y la cantidad máxima de vapor de agua que el aire podría contener a la misma temperatura. Anteriormente se dijo que un metro cúbico de aire, a 14° C de temperatura puede contener, como máximo, 12 gramos de vapor de agua. Si ese metro cúbico realmente posee 6 gramos, la humedad relativa, según lo establecido sería: 6 ––– * 100 = 50% 12 Si el aire tiene 3 gramos de vapor de agua, la humedad relativa será: 3 ––– * 100 = 25% 12 Si el aire posee 0 gramos de vapor de agua, es decir, si se halla completamente seco, la humedad relativa es: Página 27
  28. 28. 0 ––– * 100 = 0% 12 Finalmente, si el aire se halla completamente saturado, o al contener 12 gramos de vapor de agua, el valor resultante es: 12 ––– * 100 = 100% 12 Cabe recalcar que todos los ejemplos dados se refieren siempre a una atmósfera con 14° C de temperatura. Es evidente que si la temperatura es de 40° C, el divisor será en todos los casos 51, puesto que esta es la cantidad máxima de vapor de agua que es capaz de contener un metro cúbico de aire a 40° C de temperatura. La humedad relativa se expresa siempre en porcentaje y su valor difícilmente puede exceder de 100 %. La humedad relativa del aire depende de la temperatura, de forma que las variaciones diarias de temperatura hacen que aumente durante la noche y disminuya durante el día. También existe una variabilidad estacional, de modo que la humedad relativa es mayor en invierno que en verano, pues las bajas temperaturas hacen que la cantidad máxima de agua que puede contener el aire sea menor. Por el contrario, la humedad absoluta es máxima en verano, cuando la radiación solar y la evaporación son mayores, y mínima en invierno. Al depender directamente de la temperatura, también puede haber variaciones locales en la humedad del aire en función de las condiciones meteorológicas. En invierno la humedad relativa no es tan alta como podría esperarse, por las temperaturas bajas. Esto se debe a la limitación que provoca la baja humedad del suelo como fuente de vapor de agua para la atmósfera. La humedad absoluta de una masa de aire es la cantidad de gramos de agua que se recogería de un metro cúbico de ese aire al producirse la precipitación total del vapor que contiene por efecto de un enfriamiento suficientemente intenso. Por ejemplo: ¿cuál es la humedad absoluta de una masa de aire muy húmedo (saturado) y que posee una temperatura de 20° C? Enfriando un metro cúbico de ese aire a 50° C bajo cero, se condensa prácticamente todo su vapor acuoso. Si luego se pesa la precipitación, se comprobará que el peso es de 17 gramos. Por lo tanto, la humedad absoluta de dicha masa de aire es de 17 gramos por metro cúbico. Página 28
  29. 29. Si la masa de aire muy húmedo (saturado) en lugar de acusar una temperatura de 20° C fuese de 35° C, la humedad absoluta sería mucho mayor: 39 gramos por metro cúbico. Si por el contrario, la temperatura fuese de 3° C, la humedad absoluta sólo sería de 6 gramos por metro cúbico. La humedad relativa del aire presenta valores diferentes según: 1) Las horas del día 2) Las épocas del año 3) La altitud 4) La latitud La variación diaria de la humedad relativa es muy pronunciada en casi todos los climas, especialmente en época seca. La marcha diaria de la humedad relativa es opuesta a la marcha diaria de la temperatura del aire, es decir, si la temperatura aumenta, la humedad relativa disminuye. (2) LA EVAPOTRANSPIRACIÓN Es el conjunto de agua evaporada por las plantas a través de sus estomas (transpiración) y la evaporada por la superficie del suelo donde se encuentran esas plantas. En condiciones naturales es muy difícil separar el agua que se evapora desde la superficie del suelo de la que se evapora por transpiración. Es más fácil evaluar el conjunto de agua evaporada por la vegetación y por el suelo ocupado por esta. El dato de evapotranspiración es de suma importancia en la planificación del riego de los cultivos. La evaporación y la transpiración dependen del estado y tipo del suelo, del tiempo atmosférico, de la especie de planta cultivada y la fase de desarrollo en que se encuentra, del estado de la masa verde y del sistema radicular. Medición de la evaporación.- El grado de evaporación se expresa en el espesor de la lámina de agua que se ha evaporado desde cierta superficie en un tiempo dado. La unidad en que se expresa es el milímetro (mm). La evaporación depende de muchos factores a la vez: temperatura, humedad relativa del aire, viento, presión atmosférica, topografía del terreno, contenido de humedad del suelo, área de exposición de la superficie, y otros. Por esta razón es muy difícil hacer una medición o cálculo exacto de este fenómeno. En la actualidad no existe ningún método ni instrumento que pueda registrar fielmente la cantidad real de agua que se evapora. Sin embargo, hay métodos e instrumentos que aportan datos comparativos y valiosos de gran utilidad práctica. a) En superficies líquidas.- Para medir la evaporación desde una superficie se utilizan los instrumentos denominados “evaporímetros de tanque”, los cuales se Página 29
  30. 30. basan en la medición, cada cierto tiempo, del nivel del agua alcanzado por la superficie libre. La diferencia del nivel, expresada en milímetros entre dos observaciones sucesivas, constituye la evaporación producida en el intervalo correspondiente. Este instrumento consta de las partes siguientes: tanque, pozo de reposo y el tornillo micrométrico, con ayuda del cual se hacen las lecturas. b) En la superficie del suelo.- La evaporación desde la superficie del suelo se puede determinar mediante cálculos o con los llamados “evaporímetros del suelo” o “lisímetros”. Si en condiciones controladas se lleva un record de las entradas y salidas de agua en un tiempo dado, al ser la pérdida por evaporación la única incógnita, esta se puede hallar utilizando un método de cálculo conocido como “de balance hídrico”, que viene expresado por la fórmula siguiente: E = P – R – S + W1 - W2. Donde: E = Evaporación. P = Precipitación. R = Pérdida de agua por escurrimiento superficial. S = Agua perdida por percolación hacia las capas más profundas. W1 = Reserva de agua del suelo al inicio de la observación. W2 = Reserva de agua del suelo al final de la observación. Los evaporímetros de suelo pueden ser de variados tipos. Algunos hasta realizan un registro continuo de la evaporación (evaporígrafos); pero todos se basan en el mismo principio: pesar sucesivamente una muestra de suelo sometida a determinadas condiciones de evaporación. Por la diferencia de dos pesadas sucesivas se determina el agua evaporada en el intervalo correspondiente. (2) ASPECTOS TÉCNICOS DE LA HUMEDAD DEL SUELO a) Porcentaje de humedad (% H) basado en el peso del suelo seco.- El porcentaje de H del suelo se determina gravimétricamente, al pesar las muestras húmedas antes de secarse en la estufa a 110° C durante 24 hrs. Después del secado se pesan nuevamente y se calcula el contenido de humedad con la siguiente formula: Página 30
  31. 31. PSH - PSS % H = ------------- x 100 PSS Donde: PSH = Peso del suelo húmedo (g). PSS = Peso del suelo seco (g). b) Capacidad de campo (CC).- La capacidad de campo de un suelo es el contenido de humedad que queda en el suelo después de haber drenado el exceso de agua. Una buena definición de capacidad de campo es la máxima cantidad de agua que un suelo puede retener contra el drenaje por gravedad. Generalmente se presenta de dos a cinco días después de un riego de agua pesado o de una fuerte lluvia, según sea el retraso mayor de los suelos pesados o arcillosos. Para determinar la capacidad de campo deben tomarse muestras de suelo húmedo cuando se considere contar con las condiciones apropiadas. El muestreo se debe hacer por capas de suelo, comenzando por la capa arable (de 0 a 30 cm), y continuando con los diversos horizontes del suelo a través de todo el perfil. En caso de suelos profundos y homogéneos con horizontes no diferenciados, es conveniente muestrear en capas de 30 cm de espesor y determinar la capacidad de campo de cada capa. c) Punto de marchitamiento permanente (PMP).- El punto de marchitamiento permanente de un suelo es el contenido de humedad de un suelo en el que algunas plantas indicadoras como el tomate y el girasol se marchitan y no se recuperan al trasladarse a una cámara húmeda (100 % de humedad relativa). Para fines prácticos se puede estimar en función de la capacidad de campo y la textura del suelo: para suelos pesados o arcillosos el vapor de PMP que corresponde a su CC entre dos; los suelos medios presentan valores de PMP que corresponden a su CC entre 2.1 y en los suelos ligeros o arenosos el PMP se estima al dividir su CC entre 2.2. d) Densidad aparente (DA).- La densidad aparente del suelo es el peso del suelo seco por unidad de volumen en condiciones de campo. Se calcula con la ecuación: PSS DA = -------- VT. Página 31
  32. 32. Donde: DA = densidad aparente (g/cc). PSS = peso del suelo seco (g). VT = volumen total (cc). La determinación de la densidad aparente en el campo se puede realizar por diversos métodos, y uno de los más prácticos y exactos es el de la barrena de émbolo de volumen conocido. Aquí hay que determinar un volumen con mucha exactitud para una longitud del vástago específico. Se pueden tomar fácilmente muchas muestras de la superficie del suelo; para muestrear las capas de mayor profundidad, se abren pozos de 2x2 m de área y 1,20 m de profundidad, y se toman muestras de las paredes de los pozos en las diversas capas de suelo, así como en el piso de los pozos, cuando el suelo es muy profundo. Para determinar la densidad aparente basta secar las muestras en la estufa (a 110° C) durante 24 hrs, pesar las muestras después del secado y finalmente utilizar la ecuación indicada. (2) DETERMINACIÓN DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN En condiciones naturales el agua se evapora simultáneamente desde el suelo y desde las plantas por transpiración. Es muy difícil evaluar por separado estas pérdidas de agua. Por esta razón, como ya se ha explicado, se determina simultáneamente las pérdidas por evaporación desde el suelo y por transpiración. El dato de evapotranspiración así obtenido es de gran utilidad práctica. Para esta determinación existen dos grupos de métodos: los directos y los indirectos. En los métodos directos se usa un volumen de suelo conocido y, a través del control estricto de las entradas y salidas de agua, se determina el agua que se pierde por evapotranspiración desde ese suelo y de las plantas existentes en él. La evaporación, y, por tanto la evapotranspiración, están influenciadas por ciertos elementos meteorológicos. Basados en esta dependencia, varios autores han sugerido métodos que se consideran indirectos porque se utilizan fórmulas para calcular la evapotranspiración. Por ejemplo: a) Método de Penman.- Sugiere una fórmula que utiliza el balance de calor diario en la superficie terrestre, datos de evaporación desde una superficie líquida y la humedad del aire. Este método es quizás el más usado para estimar la evapotranspiración potencial vegetal, y en términos generales, se ha obtenido resultados satisfactorios sobre todo para zonas húmedas. En muchos estudios comparativos para zonas áridas y semiáridas, los valores obtenidos con la ecuación de Penman han estado por debajo de los valores reales. Página 32
  33. 33. b) Método de Thornwait.- Se basa en la temperatura del aire. Ayudado con gráficas y tablas, determina el valor de la evapotranspiración según la temperatura del aire. c) Método de Blaney-Cridle.- Calcula la evapotranspiración mediante una fórmula que tiene en cuenta la temperatura del aire y la duración del período de radiación. Una de las ecuaciones más precisas para estimar la evapotranspiración potencial para condiciones áridas y semiáridas es la propuesta por Blaney-Cridle y se puede utilizar en diferentes cultivos, incluso para los que no son de cobertura completa, y el resultado obtenido se puede considerar como la evapotranspiración máxima. El método se basa en la ecuación siguiente: ETM = KF Donde: ETM = evapotranspiración máxima para un determinado cultivo (cm). K = coeficiente global de evapotranspiración estacional. F = f P (l + 17.78) (valores mensuales) f = --------------------------------------------- 21,87. P = porcentaje de horas de sol del mes con respecto al total anual. l = temperatura media mensual. (2) SIGNIFICADO BIOLÓGICO DE LA EVAPORACIÓN Los efectos que la evaporación ejerce sobre los organismos están dados por su influencia en la disponibilidad de agua para los mismos y por su carácter termorregulador. Cuando la evaporación es excesiva provoca un desecamiento del suelo que acarrea ciertos trastornos fisiológicos en las plantas, como el marchitamiento, la disminución de la fotosíntesis, y otros. También evita que se eleve la temperatura del suelo, pues al evaporarse el agua, disminuye su temperatura. En el caso particular de la transpiración se observan también efectos beneficiosos y perjudiciales para las plantas. La transpiración beneficia a las plantas al refrigerar las hojas, evitar el exceso de turgencia de las células, favorecer el movimiento del agua dentro de las plantas y estimular la absorción y transporte de las sustancias minerales. Página 33
  34. 34. La transpiración excesiva perjudica a las plantas al provocarle una pérdida rápida de su contenido normal de agua, disminuyendo la turgencia de las células y ocasionando el marchitamiento temporal o permanente de la planta. La pérdida de turgencia implica el cierre parcial de los estomas y, por tanto, la disminución de la fotosíntesis. La deshidratación parcial altera la normal relación entre almidón y azúcar en la planta, la respiración y otros procesos. (2) LOS HIDROMETEOROS Para vivir, la planta solamente necesita el agua presente en el suelo, agua que proviene de la evaporación y que retorna al suelo en forma de hidrometeoros que pueden presentarse en formas diversas: la lluvia es el resultado del paso del agua en estado de vapor al estado líquido; la nieve resulta del paso del estado de vapor a sólido; el rocío, es la condensación de la humedad atmosférica sobre superficies frías. Cuando el rocío se produce a temperaturas bajo cero, da lugar a las escarchas. El granizo, es el resultado de la condensación de agua en la parte alta de la atmósfera, con temperaturas muy inferiores a 0° C, en torno a núcleos de condensación. La principal fuente de agua del suelo es la lluvia, factor determinante del clima y de los rendimientos. La precipitación hídrica se mide en milímetros. Un milímetro de lluvia, corresponde a un litro por metro cuadrado y diez metros cúbicos de agua por hectárea. La distribución mundial de las precipitaciones en mm de lluvia anual es irregular. Una clasificación climática, atendiendo solamente a las precipitaciones anuales sería la siguiente: Clima árido menos de 250 mm Clima semiárido entre 250 y 500 mm Clima subhúmedo entre 501 y 750 mm Clima húmedo más de 750 mm La frecuencia de lluvias y su distribución tienen más importancia que su cantidad desde el punto de vista agrícola. La frecuencia expresa el número de días de lluvia durante el año. No es lo mismo 150 mm caídos en un solo día y de golpe, que distribuidos suavemente a lo largo de un mes. La distribución de lluvias o régimen pluviométrico es un elemento fundamental para la agronomía. Tiene más importancia el agua durante el período vegetativo que durante la época de reposo. Página 34
  35. 35. En las latitudes medias la distribución de lluvias es irregular. La estación que tiene un mínimo pluviométrico es el verano, en el cual se dan los máximos de temperaturas, agravándose así el problema de déficit hídrico. Las características del suelo y algunas manifestaciones climáticas pueden atenuar o empeorar los efectos de la distribución de las lluvias. Como las plantas no pueden absorber agua directamente de las precipitaciones, sino que lo hacen a través de las raíces, las condiciones de un suelo con una freática elevada son equivalentes a los de un clima con precipitaciones importantes. Las residencias con suelo permeable o poco profundo, corresponden a las de un clima con pocas precipitaciones. (2) LA CONTAMINACIÓN ATMOSFÉRICA A la conocida y tradicional composición de la llamada "atmósfera seca" se ha de añadir pequeñas cantidades de helio, metano, criptón, óxido nitroso, hidrógeno, xenón y ozono, que representan un 0,01 % del volumen total. Los agentes contaminantes son los humos, productos constituidos por partículas muy pequeñas, las cenizas, partículas más grandes que las de humos y que se depositan en los alrededores del lugar de emisión, y los gases o agentes más importantes de contaminación atmosférica. Los gases que se encuentran en mayor cantidad son el anhídrido sulfuroso, que ocasiona el blanqueamiento marginal de las hojas y posterior desecación, el hidrógeno sulfurado, el ácido fluorhídrico y los oxidantes. Estos últimos son sustancias que resultan de la oxidación de los hidrocarburos insaturados por acción del ozono o de los óxidos de nitrógeno. Por lo general, los frutales vegetan en intervalos de temperaturas estivales muy amplios, aunque las temperaturas óptimas de adaptación se dan en intervalos más reducidos. Durante el período estival, rara vez se dan temperaturas por debajo de 0° C. Sin embargo, lo que sí sucede en alguna ocasión es que las temperaturas son más bajas de lo normal para la estación. La consecuencia más grave es la pérdida del tamaño de los frutos y la disminución de su valor comercial, a lo que se añaden el retraso en las fechas de maduración y un menor desarrollo vegetativo del árbol en general. Un problema más frecuente son las altas temperaturas estivales, cuando estas superan los 30° C en ambientes secos y con altas insolaciones. Debido a ellos se pueden presentar los siguientes síntomas: • Disminución de las actividades fotosintéticas a partir de los 30° C • Parada vegetativa de verano, con valor de 32 - 36° C de temperatura Página 35
  36. 36. Ante valores superiores, llamados “olas de calor”, se origina el asurado de las hojas y brotes, que, por deshidratación, pierden el agua de sus tejidos, se marchitan, atabacan y necrosan, con lo que los árboles son desfoliados temporalmente. El asurado o golpe de sol también puede ser provocado por una excesiva insolación o por un ambiente muy seco. (2) LA ATMÓSFERA Y LA PRODUCCIÓN AGROPECUARIA. Es necesario destacar que un compuesto tan esencial para las relaciones ecológicas de los organismos como el dióxido de carbono (CO2) se encuentra en muy pequeña cantidad. En el aire, representa solamente el 0,03 % aproximadamente, 1/700 de la cantidad de oxígeno. Sin embargo, esta muy bien distribuido, y en general, es utilizado bastante eficientemente. Las plantas verdes exhalan O2, en el proceso de la fotosíntesis y, aunque este se produce solamente durante los períodos de luz, sus resultados son muchos más acusados que los de la respiración (en la que también exhala CO2): el efecto neto consiste en un incremento de O2 y una disminución de CO2 en la atmósfera. Los animales y las plantas sin clorofila absorben continuamente O2 y liberan CO2 al aire. A pesar de ello, la concentración normal de CO2 en el aire es considerada insuficiente para la fotosíntesis. Mediante experimentos científicos se ha demostrado que la acumulación de compuestos carbonados puede ser aumentada por el incremento de la concentración de CO2. Este hecho ha servido de fundamento a algunos fisiólogos para formular la teoría de que el CO2, puede ser a veces el factor determinante en la producción de maíz, caña de azúcar, y gramíneas forrajeras tropicales. En 1954, algunos científicos observaron que la concentración de CO2 en el aire desciende o asciende en relación con el nivel medio normal, según la fotosíntesis sea más o menos activa, respectivamente. Por otra parte, se sugirió que en tiempo soleado la proporción de fotosíntesis depende del cambio turbulento de CO2 entre la atmósfera y la planta. La utilización del CO2 por las plantas puede estar notablemente influenciada por la intensidad luminosa existente, pues se ha observado que en las plantas expuestas a baja intensidad luminosa es alta; el factor que la controla es el CO2. Es necesario considerar los efectos específicos de los agentes contaminantes del aire sobre los efectos fisiológicos. Cierto número de especies vegetales, entre los que se encuentra la lenteja de agua, la judía, la vid, los cítricos y aguacate, fueron expuestas a concentraciones de ozono (O3) y hexano ozonizado, dos de los contaminantes más perjudiciales contenidos en el smog. En la lenteja de agua se pudo observar daños visibles una hora después de expuesta a hexano ozonizado. Por otra parte, también la fotosíntesis fue fuertemente reducida después de una exposición de 24 horas. El otro proceso que se pudo observar en este experimento fue que el mantenimiento de la permeabilidad de la membrana celular era afectado también por los agentes contaminantes del aire. En la remolacha de mesa, hoja de habichuela y tejido de tubérculo de patata, expuestos a hexano ozonizado, se apreciaban indicaciones de cambio y, en algunos casos, el quebrantamiento de la permeabilidad celular. Página 36
  37. 37. (2) GENERALIDADES DE LA PRESIÓN ATMOSFERICA. Las moléculas de aire al chocar contra la superficie de un objeto provocan un empuje sobre él. Este empuje, dividido por el área de la superficie que lo recibe, es lo que se llama “presión atmosférica”. Billones de moléculas de aire constantemente chocan contra el cuerpo humano. Al nivel del mar, las moléculas del aire provocan una fuerza promedio de 1 kg/cm2 . Esta fuerza es igual en todas las direcciones y por eso sus efectos se neutralizan. Por ejemplo, la presión del aire que empuja la mano, por detrás es la misma que empuja la palma. Las personas no son aplastadas por la fuerza porque otros billones de moléculas también producen un empuje (fuerza) de adentro hacia fuera. La presión a cualquier nivel de la atmósfera puede ser medida en términos del peso total del aire sobre ese nivel. A alturas superiores hay menos moléculas, por lo que la presión atmosférica siempre disminuye con la altura. Además, se ha determinado también que la presión atmosférica disminuye a medida que aumenta la elevación sobre el nivel del mar. Se ha demostrado que la disminución es de un milibar (mb) por cada ocho metros de altura. La presión atmosférica en la cima de una montaña es menor que en el valle, pues hay menos volumen de aire encima. Por otra parte, el aire caliente pesa menos que el aire frío, y el aire húmedo menos que el aire seco. Así pues, en un mismo lugar la presión atmosférica varía según la naturaleza de las diferentes capas de aire que gravitan sobre aquel lugar. El aire, además de ser elástico y expansible, es también un cuerpo pesado. En la atmósfera, las capas superiores presionan sobre las capas inferiores comprimiéndolas. Para que haya equilibrio en una masa dada de aire, es necesario que la fuerza elástica del aire, sea igual a la presión que soporta por el efecto de las capas superiores. En agroclimatología se emplea el término “presión atmosférica” para designar, indiferentemente, la fuerza elástica del aire o la presión que soporta. La presión atmosférica también afecta a la presión del vapor de agua: a igual temperatura, la última es menor conforme disminuye la primera. Así, cuanto más baja sea la presión del aire, menor será la presión de saturación del vapor, y por lo tanto, menor es la temperatura en el punto de ebullición. Esto explica por qué el agua hirviendo en las montañas a más de 2400 m de altura es menos caliente, ya que su punto de ebullición es inferior a los 100° C, como se puede observar en la siguiente figura: Página 37
  38. 38. Figura 3. Temperatura del punto de ebullición (° C). A más baja presión del aire, menor será la presión de saturación de vapor y, por lo tanto, menor es la temperatura en el punto de ebullición. Página 38
  39. 39. (3) Ejercicios de autoevaluación 1. Mencione los tres elementos más importantes que entran en la composición de la atmósfera, e indique sus porcentajes. 2. ¿Por qué el vapor de agua contenido en la atmósfera ejerce tan gran influencia meteorológica y climática? 3. Señale por lo menos cuatro agentes que producen la contaminación del aire, ya sean provocados por el hombre o naturales. 4. Ordene de abajo hacia arriba los estratos de la atmósfera con sus correspondientes “pausas” o limites entre ellas. 5. ¿Cómo se comporta la presión atmosférica a medida que la altura aumenta? 6. Responda a las siguientes preguntas: a).- ¿Qué pesa mas, el aire frío o el aire caliente? b).- ¿Qué pesa más, el aire húmedo o el aire seco? c).- ¿A qué es igual la presión atmosférica en milibares? 7. Señale la principal influencia del dióxido de carbono (CO2) en las plantas. 8. Complete: El ozono protege la vida de la Tierra al filtrar los rayos……………. - Las plantas verdes en el proceso fotosintético desprenden la sustancia siguiente: …………………………; y en la respiración desprenden esta otra: …………………………. Página 39
  40. 40. CAPÍTULO III (1) LA RADIACIÓN SOLAR (2) INTRODUCCIÓN A LA RADIACIÓN SOLAR La energía que emite el sol, o radiación solar, recibida en la superficie terrestre, es la fuente de casi todos los fenómenos meteorológicos y de sus variaciones en el curso del día y del año. La radiación solar también se puede decir que es la fuente de energía para los procesos biológicos que ocurren en la naturaleza. A estos pertenece, fundamentalmente, la actividad vital de las plantas, los animales y el hombre. El crecimiento y desarrollo de las plantas, de los cultivos agrícolas, es un proceso de asimilación y transformación de la energía solar, y por ese motivo la actividad agrícola es posible solamente bajo determinado mínimo de energía solar sobre la superficie terrestre. La nubosidad, si es suficientemente espesa y completa, puede formar una barrera que impida la penetración de la insolación. Este efecto de la nubosidad opera también en sentido contrario, ya que ella retiene la mayor parte del calor que sería perdido por la tierra en forma de radiación. Además de interferir en la transmisión de la radiación, las nubes actúan como depósitos temporales de calor. La radiación terrestre reflejada de nuevo al suelo, es la que evita un sobreenfriamiento excesivo de la superficie durante la noche. De ahí que noches con poca o ninguna nubosidad son más frías que noches nubladas. Las nubes dan al suelo un efecto de invernadero al evitar la perdida de la radiación terrestre. La radiación ultravioleta o infrarroja es más reducida en un día nublado, como también a altas latitudes, en relación al trópico. Las montañas altas tienen más radiación ultravioleta. Por ello, para días nublados, o en lugares de alta latitud, las plantas poseen menos radiación de la franja ultravioleta e infrarroja. Las de las planicies, menos ultravioleta que las que crecen en las montañas. (2) EFECTO DE LA ATMÓSFERA EN LA RADIACIÓN SOLAR No toda la radiación solar incidente en el límite de la atmósfera llega a la superficie terrestre. Esto se debe a que la atmósfera actúa sobre ella, produciendo distintos fenómenos como: absorción, reflexión, dispersión, y otros. • Absorción.- Se denomina así al proceso por el cual un flujo de radiación penetra en un cuerpo y se transforma en energía térmica, aumentando la temperatura del mismo. La radiación solar, al atravesar la atmósfera sufre una absorción selectiva, en la cual deben distinguirse los tres hechos notables que siguen: • Las radiaciones de longitud de onda muy corta (rayos ultravioletas o químicos) son casi enteramente absorbidas por el ozono de la atmósfera. Página 40
  41. 41. • La atmósfera se deja atravesar fácilmente por las radiaciones luminosas de longitud de onda mayor (rojo, anaranjado y amarillo) y difícilmente por las luminosas de longitud de onda menor (violeta y azul). • Las radiaciones de longitud de onda muy larga, o radiaciones térmicas, son absorbidas en forma variable, según la cantidad de vapor de agua y anhídrido carbónico existente en la atmósfera: cuanto más abundan, más debilitadas resultan dichas radiaciones. Cabe destacar que esa absorción también se produce en las radiaciones térmicas de la Tierra. La atmósfera absorbe esas radiaciones, aumentando su temperatura e irradiando calor hacia la tierra y hacia el espacio. Las radiaciones térmicas de la atmósfera que llegan a la superficie terrestre, atenúan el enfriamiento de la misma, especialmente durante la noche. Este fenómeno es conocido como “amparo térmico” de la atmósfera. • Reflexión.- Se produce cuando una radiación, al incidir sobre un cuerpo, es desviada o devuelta sin modificarse sus caracteres. La atmósfera refleja una parte de la radiación solar a través de sus componentes (gases, partículas sólidas y otros); otra parte llega a la Tierra, donde es absorbida o reflejada (albedo) (4). • Dispersión.- Es un fenómeno similar a la reflexión, diferenciándose de esta en que la radiación modifica sus caracteres al ser devuelta o desviada. Cuando un haz de rayos solares atraviesa una habitación oscura, es dispersado en todas las direcciones por el polvo atmosférico; del mismo modo, la radiación solar es dispersada en la alta atmósfera por las moléculas de los gases del aire. Los rayos luminosos de onda más corta (violeta y azul) son más fácilmente dispersados, dando así el color azulado al cielo. Los demás rayos luminosos (rojo, anaranjado y amarillo) llegan directamente al suelo, dado que casi no son dispersados por las moléculas de los gases del aire. Sin embargo, su dispersión suele notarse cuando deben atravesar un espesor de atmósfera de considerable magnitud, por ejemplo en los crepúsculos. En estos casos, el cielo presenta un color que va del amarillo al rojo intenso. La reflexión y dispersión de los rayos solares dan como resultado la radiación solar difusa. A ella corresponden, por ejemplo, las primeras luces antes de la salida del sol. Merced a la radiación solar difusa, el pasaje del día a la noche y viceversa, se lleva a cabo en forma paulatina y no brusca. Se puede decir que todas las manifestaciones climáticas de la atmósfera tienen su causa primaria en la energía solar recibida por la Tierra. Esta energía viaja a través del espacio en forma de radiación electromagnética. Página 41
  42. 42. El conjunto de la radiación electromagnética tiene características ondulatorias y se desplaza a una misma velocidad de 300.000 km/seg. Sin embargo, las radiaciones difieren en su longitud de onda, o distancia entre dos máximos sucesivos de la onda, que se expresa en nanómetros (1 nm = 10 -7 cm = 1 milimicra). El espectro de la radiación electromagnética incluye desde los rayos X y gamma que tienen longitudes de onda muy pequeñas (menores que 100 millonésimas de centímetros) hasta las hondas de radio, con longitudes de onda del orden de 0,0001 cm. Composición de la radiación solar.- La radiación solar está compuesta por una gama de ondas electromagnéticas de longitudes diferentes que se dividen de la siguiente forma: la radiación actínica o química, la luminosa y la térmica. La actínica está compuesta por longitudes de ondas muy pequeñas (< 360 nm) también recibe el nombre de “radiación ultravioleta”. Este rango es invisible para el ojo humano. Las radiaciones lumínicas (espectro visible al ojo humano) oscila entre 360 y 760 nm de longitud de onda. Es el espectro que conforma lo que llamamos luz. Las radiaciones térmicas o infrarrojas oscilan entre 760 y 4000 nm y, al igual que la región ultravioleta, no son visibles para el ojo humano. El aporte energético relativo de cada una de estas regiones en el límite superior de la atmósfera es como sigue: Región Porcentaje (%) Ultravioleta 9 Visible 41 Infrarrojo 50 La región visible del espectro se subdivide, a su vez, en los diferentes colores, correspondientes a determinados rangos de longitudes de onda. Esta región, en su conjunto en la naturaleza da el color blanco. Si se hace pasar a través de un prisma, o de un diafragma de difracción se obtienen los colores que se relacionan en la figura 4. Casi la mitad de la energía (41 %) que recibe la Tierra está comprendida entre 400 y 600 nm y corresponde a la radiación visible al ojo humano, es decir, a la luz, del violeta al rojo. La clorofila, pigmentos fotosintéticos de las plantas verdes, absorben en esta banda. La energía que alcanza las capas altas de la atmósfera se estima en dos calorías por cm² cada minuto, pero esta cantidad disminuye al llegar a la superficie de la Tierra, ya que la atmósfera absorbe y refleja parte de su radiación. La energía Página 42
  43. 43. solar diferida cambia según la región y la estación del año, debido a la forma esférica de la Tierra y a la inclinación de su eje de rotación sobre sí misma, respecto al plano elíptico de rotación alrededor del Sol. Las regiones que captan más energía son aquellas en las que los rayos del Sol inciden perpendicularmente, tal como sucede prácticamente en todo el año en las regiones ecuatoriales. Figura 4. Descomposición de la luz blanca mediante pasaje por un prisma. (Colores del arco-iris, indicando cada uno la longitud de onda en nm). En las demás regiones, en la medida en que vamos del Ecuador hacia los polos, los rayos del sol inciden cada vez más oblicuamente, con la consecuente disminución de la energía solar absorbida. (2) LA CONSTANTE SOLAR El flujo de radiación que llega al límite superior de la atmósfera varía, en dependencia de la distancia entre el Sol y la Tierra, de forma perpendicular y se denomina constante solar. Esta magnitud alcanza un valor promedio de 1.377 W/m² ó 1,37 kW/m². Se estima que llega a la superficie terrestre de 0,8 a 1,03 kW/m². (2) LA LUMINOSIDAD Las especies frutales vegetan y fructifican en un amplio intervalo de luminosidad. Valores por debajo o por encima de este intervalo ocasionan efectos negativos en los árboles. La necesidad de luz depende de la época del año, pero, en general, los frutales son exigentes en luminosidad por lo que se desarrollan mejor en climas soleados y luminosos. Página 43
  44. 44. La radiación solar incide claramente en la fotosíntesis y, a través de esta, en el crecimiento vegetativo del árbol, en la inducción floral y en el tamaño, color y composición del fruto. Todo ello determina la cantidad y la calidad de la producción. La falta de luz afecta también a la inducción y diferenciación floral y a la propia floración y fructificación. Disminuye la cosecha en el interior de la copa, el tamaño de los frutos es menor, y el color es más tenue, debido a la débil formación de pigmentos por falta de luz. La falta de luz condiciona la elección de la variedad: es aconsejable la de color verde o amarillo. También condiciona el tipo de podas: se debe aplicar formas planas para aprovechar al máximo la insolación. Los excesos de insolación coinciden normalmente con temperaturas altas y ambiente seco, lo que agrava los daños ocasionados. En los frutos se destruyen los pigmentos, oscureciendo la coloración. Un efecto característico es la chapa de color que se observa en la cara soleada del fruto, debido a una excesiva insolación. Se observa sobre todo en ciruelas, manzanas y peras. En la vegetación, ocasiona marchitez, desecación, necrosis y defoliación. Esto se conoce como golpe de sol o de calor. Se observa especialmente en las mismas especies antes citadas. En la madera el exceso de insolación resulta altamente peligroso. Se forman grandes ulceraciones, a veces profundas, de muy difícil cicatrización. Para su recuperación, se necesitará el mismo tratamiento que para los daños producidos por heladas. Una práctica eficaz para la protección del tronco es el encalado. Esta operación protege la madera del sol y evita plagas o enfermedades. Los principales accidentes climáticos son el viento, el granizo, el pedrisco y la nieve. (2) EL BALANCE ENERGÉTICO La energía emitida por el Sol no permanece estática al llegar a la superficie terrestre, sino que está en constante movimiento y/o transformación. El balance de radiación o balance energético para un determinado lugar y momento está dado por la diferencia entre las formas radiactivas que constituyen ganancias y las que constituyen pérdidas. Una parte de la energía solar recibida por la Tierra no es absorbida, (Figura 5) sino que se refleja y vuelve a la atmósfera (albedo). La energía luminosa (la luz visible) es absorbida por los pigmentos clorofílicos de las plantas verdes y utilizada para realizar la fotosíntesis. La energía calorífica (rayos infrarrojos) es absorbida en parte por el agua de los tejidos vegetales, produciéndose el fenómeno de la transpiración o evaporación. La otra parte es absorbida por el suelo, calentándolo y evaporando el agua contenida en este. Página 44
  45. 45. Figura 5. Diversas formas radiactivas que se producen en el recorrido de la radiación solar hasta la superficie de la Tierra y en su retorno a la atmósfera. La dispersión o reflexión de una radiación por un cuerpo (en nuestro caso, la Tierra) implica siempre un desplazamiento hacia longitudes de ondas mayores, que llevan asociada una menor energía. La Tierra recibe longitudes de ondas más cortas de las que emite. Así, la energía luminosa que produce el Sol es emitida en forma de energía calorífica, que es absorbida por el vapor de agua de la atmósfera. Este aporte calorífico es más importante en la noche ya que durante el transcurso de esta, la Tierra va emitiendo la energía solar acumulada durante el día. Por esta razón, la temperatura mínima se alcanza en las últimas horas de las noches. Si la atmósfera es muy seca (noche estrellada), la Tierra pierde más calor porque la energía calorífica absorbida es menor que cuando importantes cantidades de vapor de agua la retienen. El balance de radiación en la superficie de la Tierra, radiación neta Rn o efectiva, considerado para la evapotranspiración vegetal está dado por la expresión: Rn = (Q + q) (1 + &) + l! - l ¡ Página 45
  46. 46. Donde: (Q+q) = radiación global, suma de la radiación directa y difusa (de onda corta), es un dato del actinograma & = albedo o coeficiente de reflexión de la superficie l ! = radiación atmosférica que llega al suelo (de onda larga), depende del contenido de agua en el aire y del grado de nubosidad l ¡ = radiación terrestre (de onda larga), depende de la temperatura absoluta del suelo (2) LA VARIACIÓN ANUAL Y LA RADIACIÓN RECIBIDA.- En cualquier punto de la Tierra, la cantidad diaria de calor recibida por centímetro cuadrado de suelo horizontal varía según la época del año (aun en el supuesto de que la transparencia del aire fuera invariable durante el año). Ello es debido a que: • Los rayos solares llegan a la superficie de la Tierra con distinta inclinación, según la época del año. • La duración del día es diferente según las épocas del año (hacen excepción los puntos situados sobre el Ecuador, donde el día astronómico siempre dura 12 horas). • Los días son más largos cuando los rayos solares son más perpendiculares. Estos tres fenómenos son debidos exclusivamente a que el eje de rotación de la Tierra forma un ángulo (de 23° 27”) con la perpendicular trazada por su centro a la órbita terrestre. Además, debe tenerse presente que, al desplazarse la Tierra, su eje siempre se traslada paralelamente a sí mismo. La resultante geográfica de todo lo enunciado es: • La cantidad de calor solar recibida diariamente disminuye desde el Ecuador a los polos, en otoño, invierno y primavera. • En verano, es a la inversa; esa cantidad aumenta desde el Ecuador a los polos (si la atmósfera tiene buena transparencia, es decir, igual a 1,0). Recuérdese que en verano la duración del día crece con la latitud. • Cuanto mayor es la latitud, mayor es la variación de las cantidades en el curso del año. Página 46
  47. 47. (2) RADIACIÓN REFLEJADA Y ABSORBIDA POR LA TIERRA “El albedo de la Tierra”, es decir su brillo, “su capacidad de reflejar la energía, es de alrededor de un 0.3. Esto significa que alrededor de un 30% de los 342 W•m -² que se reciben (es decir algo más de 100 W•m -² ) son devueltos al espacio por la reflexión de la Tierra. Se calcula que alrededor de la mitad de este albedo es causado por las nubes, aunque este valor es lógicamente muy variable, dependiendo del lugar y de otros factores” (5). “El 70% de la energía que llega, es decir uno 240 W•m -² es absorbido. La absorción es mayor en las zonas ecuatoriales que en los polos y es mayor en la superficie de la Tierra que en la parte alta de la atmósfera. Estas diferencias originan fenómenos de convección y se equilibran gracias a trasportes de calor por las corrientes atmosféricas y a fenómenos de vaporación y condensación. En definitiva son responsables de la marcha del clima.” (6) (2) RADIACIÓN Y FOTOSÍNTESIS La extensión en que se realiza la fotosíntesis en una planta depende de una serie de factores internos y externos. Los principales factores internos son la estructura de las hojas y su contenido en clorofila, la acumulación de los productos de la fotosíntesis en las células de las partes verdes de la planta y la presencia de pequeñas cantidades de sales minerales. Los factores externos son la cantidad y calidad de luz incidentes en las hojas, la temperatura ambiente y la concentración de dióxido de carbono y de oxígeno en la atmósfera envolvente. La mayor eficacia fotosintética se obtiene en general a baja intensidad luminosa. El aumento de la intensidad de la luz no produce ningún efecto en la velocidad de la fotosíntesis (saturación). El exceso de luz, acompañado de un exceso de calor, produce algunos fenómenos negativos. Como ya se ha dicho anteriormente, a partir de una cierta intensidad luminosa se verifica una detención del incremento de la fotosíntesis (fenómeno de saturación luminosa). La excesiva intensidad de luz destruye el aparato fotosintético e inactiva algunas enzimas o sustancias básicas en la actividad de todo ser vivo. Si la temperatura ambiente es de unos 30° C la respiración oscura se duplica y la fotorrespiración aumenta 8 veces; esto disminuye la eficacia fotosintética o, lo que es igual, la asimilación diaria neta. Estos factores negativos explican el hecho de que en los medios de alta y media latitud, en el verano la asimilación es más alta que en los trópicos. Se debe a la poca intensidad, pero prolongada iluminación diaria, que tiene lugar en aquellos climas. (2) CONSTANTE TÉRMICA Página 47
  48. 48. La constante térmica para un determinado cultivo es la cantidad acumulada de unidades desde la emergencia hasta la madurez fisiológica. Para un lugar específico, lo más práctico será calcular la curva acumulativa de unidades calor, ajustada con un modelo matemático, y, con la ecuación encontrada, determinar las constantes térmicas (KT) para el cultivo de interés, usando para cada variedad las fechas medias de emergencia y madurez fisiológica, con lo que se obtendrá una buena aproximación. Una vez calibrado el método en el campo para un lugar determinado, se podrá utilizar para etapas fenológicas, aparición de nudos, variaciones del ciclo vegetativo, calendarios de riegos, etc. Deficiencia de Radiación.- La deficiencia de radiación luminosa generalmente no actúa como factor limitante. En plantaciones muy densas pueden darse defectos de iluminación en los que las hojas inferiores reciben menos radiación. Si hay pocas plantas, estas podrían quemarse. En las plantaciones con una gran densidad de plantas puede producirse un amartelamiento o una caída de las hojas inferiores, deficiente ramificación, caída de ramas inferiores y debilitación de los tallos, alargados y pocos lignificados; con el consiguiente "encamado" a que esto da lugar en los cereales. Una deficiencia de radiación, también puede afectar la fertilidad de determinadas plantas. Un ejemplo, lo podemos encontrar en el maíz, donde las inflorescencias femeninas se encuentran hacia la mitad del tallo, y como consecuencia de la deficiencia de radiación algunas enzimas quedan inactivas. No debemos olvidar que esta deficiencia tiene consecuencias ventajosas en determinados cultivos como la lechuga cuyas hojas se atan para que no llegue la luz a los interiores y estas resulten "blancas". Las plantas forrajeras serán más asimilables por los animales cuanto menos lignificadas estén. (2) COMO APROVECHAR MEJOR LA RADIACIÓN Aproximadamente el 90% de la materia seca de las plantas superiores está formada por compuestos de carbono, derivados de la fotosíntesis, proceso por el cual las plantas sintetizan compuestos orgánicos (hidratos de carbono) a partir de sustancias inorgánicas (dióxido de carbono y agua) en presencia de la luz solar. Si para la realización de la fotosíntesis se utilizara toda la energía procedente del sol, la producción vegetal sería muy alta; pero esto no llega a ocurrir por algunas causas: los pigmentos fotosintéticos sólo absorben las longitudes de ondas hasta de un 40% de la radiación global. También se pierde un 8% de la radiación total por efecto de la reflexión por la superficie foliar, y otro 10% se inactiva al ser absorbido por pigmentos no fotosintéticos, paredes celulares, etc. A todas estas pérdidas debe sumarse la producida por la respiración de los vegetales, que representa un 33%. Para mejorar la utilización de la radiación, pueden ponerse en práctica algunos medios como el empleo de mejoras genéticas que afecten a la capacidad de asimilación. Según el mecanismo interno de asimilación utilizado por la planta, el exceso de radiación afecta con mayor o menor intensidad al proceso de fotosíntesis. Por lo dicho anteriormente, se deben elegir plantas en las que bien no Página 48
  49. 49. exista el fenómeno de fotorrespiración, bien este sea mínimo, bien tengan un punto de saturación luminoso muy elevado. Estas plantas, aun cuando la radiación solar sea muy fuerte, presentan una asimilación elevada. Entre ellas se encuentran el maíz, el sorgo y la caña de azúcar. También se puede incrementar la tasa de asimilación neta, aumentando cuantitativamente las clorofilas de las hojas y las enzimas responsables de la formación de los hidratos de carbono. Estos aumentos se consiguen mediante mejoras genéticas o con una buena nutrición mineral, especialmente de nitrógeno. Otro sistema consiste en favorecer el transporte de los hidratos de carbono desde las partes verdes a los órganos de acúmulo y de reserva (raíces, tubérculos, semillas, y otros), ya que si los productos formados permanecen en el lugar donde se han sintetizado disminuye su velocidad de formación. Esto se obtiene por diversos caminos. Por ejemplo, asegurando una oportuna alternancia de las temperaturas del día y la noche en un invernadero, o aplicando otros métodos de creación de condiciones ambientales favorables al transporte. Otro método es procurar que no falten los depósitos para los productos de la fotosíntesis (semillas, frutos, tubérculos, etc.). Si por ejemplo, por efecto de fecundación se redujera mucho el número de frutos de una planta, los carbohidratos producidos abundantemente durante el día podrían no encontrar donde acumularse y, por ello, se reduciría la asimilación neta. Esto ocurre cuando se cultiva maíz, para forraje, con inflorescencia estéril. El aumento de la interceptación de la luz es otro método para mejorar la utilización de la radiación. Como ya se ha dicho antes, no toda la energía luminosa, se convierte en energía química mediante el proceso de la fotosíntesis. Uno de los motivos de esta baja transformación es la incompleta interceptación de la luz. La mejor cosecha del año se consigue aprovechando al máximo la luz. Si en una masa vegetal las hojas superiores reciben más luz que las inferiores, disminuye la asimilación global de las plantas, porque en las hojas inferiores los procesos de respiración son superiores a los de fotosíntesis, y no puede alcanzarse el punto de compensación, definido como aquél en que la fotosíntesis es igual a la respiración. Para evitar este problema, se debe procurar que a todas las hojas les llegue la cantidad de luz necesaria para alcanzar el punto de compensación y sobrepasarlo. Para aumentar la interceptación de la luz por todas las hojas, se deben realizar siembras espesas y uniformes, los sistemas de podas de explotación deben asegurar la mejor interceptación luminosa, y las plantas deben orientarse en dirección norte-sur. (2) EL FOTOPERIODISMO La floración de muchas plantas depende de una serie de ciclos diarios de luz y oscuridad. El fotoperiodismo es la respuesta de la planta a la luz del día, sin tomar en cuenta la intensidad de la radiación. Página 49

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