Agroclimatologia operativa
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Colección LECTURAS PRINCIPIOS DE AGROCLIMATOLOGÍA De: Ing. Apolinar Manú García Mcs. Página 1
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Es mi primera obre que fue escrto y publicado por primera vez hacen 7 años
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Colección LECTURAS
PRINCIPIOS DE
AGROCLIMATOLOGÍA
De: Ing. Apolinar Manú García Mcs.
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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.
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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”.
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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.)
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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
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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.
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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
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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
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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
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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
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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
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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.
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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.
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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,
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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.
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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.
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(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.
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(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?
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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).
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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”.
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(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
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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”.
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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.
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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.
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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.
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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
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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:
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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.
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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
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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:
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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.
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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.
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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.
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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.
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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
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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.
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(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:
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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.
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(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: ………………………….
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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.
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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.
El conjunto de la radiación electromagnética tiene características ondulatorias y se desplaza a una misma velocidad de 300.000 km/seg.
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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 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,
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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.
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
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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.
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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 ¡
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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.
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(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
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,
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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 exista el fenómeno de fotorrespiración, bien este sea mínimo, bien tengan un punto de saturación luminoso muy elevado.
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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.
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En el Ecuador el día y la noche son de doce horas cada uno, pero esto es una excepción. La longitud del día varía según un ciclo estacional, con variaciones de la duración relativa del día y de la noche dependientes de la latitud.
A 15° latitud: de 13 a11 horas.
A 30° latitud: de 14 a 10 horas.
A 45° latitud: de 15 a 9 horas.
A 60° latitud: de 18 a 6 horas.
La selección natural ha favorecido, en el curso de la evolución, el desarrollo de mecanismos de seguridad para garantizar a las plantas mayores probabilidades de supervivencia frente a determinadas condiciones, como las que se dan en los climas templados por ejemplo, en las que sólo las estaciones primavera-verano (de días largos y noches cortas) son favorables a la vegetación, y no así la estación invernal, con días cortos y noches largas. Pero las plantas no florecen más que cuando la longitud del día, o sea la estación, es la apropiada, gracias al fenómeno del fotoperiodismo, independientemente de las ocasionales condiciones favorables de temperatura o de humedad que puedan producirse durante la estación adversa.
Según observaciones, se dedujo que muchas plantas se desarrollan o florecen normalmente sólo cuando el fotoperíodo es inferior a un cierto umbral crítico, denominándose estas plantas brevidiurnas. Otras, en cambio, exigen un fotoperíodo superior para florecer y se denominan longidiurnas y plantas fotoindiferentes.
Para florecer las plantas brevidiurnas necesitan un período de oscuridad más largo que el umbral crítico (12 a 14 horas) y no puede florecer bajo condiciones de iluminación continua. Las especies de origen tropical y subtropical generalmente, pertenecen a este grupo: soya, tabaco, sorgo, crisantemo, papa, etc.
En las plantas longidiurnas se inhibe la floración si el período de floración supera el fotoperíodo crítico (12 a 14 Horas) y pueden florecer bajo iluminación continua. Estas plantas son de altas y medias latitudes por ejemplo, trigo, habas, remolacha, trébol, etc.
La floración de las plantas fotoindiferentes no depende de la duración de la noche, como ejemplo, el girasol, el zapallo, el tomate y otras. Frecuentemente las plantas fotoindiferentes son el resultado de la adaptación de plantas brevidiurnas a un nuevo ambiente.
(2) INFLUENCIA DE LA RADIACIÓN SOLAR SOBRE LAS PLANTAS Y LOS ANIMALES
La principal fuente de energía para los procesos biológicos que ocurren en la naturaleza es la radiación solar. Ella ejerce gran influencia sobre todos los procesos fisiológicos fundamentales en la vida de las plantas y de los animales.
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La Morfología.- Las plantas reaccionan a la intensidad luminosa mediante una modificación de sus formas. Esta reacción es muy variada y depende de las necesidades de intensidad luminosa de la especie.
En general, podemos decir que la alta intensidad luminosa (en comparación con la baja) induce en las plantas las características morfológicas de tallos gruesos, entrenudos cortos, xilema bien desarrollado, hojas más pequeñas y más rugosas, estomas más pequeños y más numerosos, cutícula y pared celular gruesas, cloroplastos en menor número, mejor desarrollo del tejido de empalizada y deficiente desarrollo del tejido esponjoso, además de una mayor relación raíz-parte aérea.
La Fisiología.- La intensidad lumínica influye en procesos fisiológicos tan importantes como la fotosíntesis y la transpiración. Si no existen otros factores limitantes, la fotosíntesis aumenta con el aumento de la intensidad luminosa hasta un límite, a partir del cual, un aumento de esta puede provocar efectos dañinos a la planta, al comenzar a producirse los fenómenos de fotooxidación, que dan lugar al blanqueamiento de la clorofila y a la inactivación de ciertas enzimas.
El valor óptimo de fotosíntesis para una hoja individual se produce con una intensidad luminosa muy baja, aproximadamente con la cuarta parte de la intensidad luminosa existente cuando hay exposición plena al sol. Para que haya crecimiento en la planta es necesario que los productos elaborados por la fotosíntesis sobrepasen a los consumidos por la respiración.
El crecimiento de una planta está dado por la acumulación de materia orgánica elaborada por la fotosíntesis. La influencia de la intensidad luminosa tiene gran importancia en el crecimiento.
(2) RESPUESTA DE LOS ANIMALES A LA RADIACIÓN SOLAR
La radiación solar ejerce gran influencia sobre todos los procesos fisiológicos que ocurren en los animales y constituye la principal fuente de calor para estos. La radiación solar que incide sobre los animales es en parte absorbida por estos, y otra parte la reflejan hacia la atmósfera. La capacidad de absorción y reflexión de la radiación solar por los animales depende del calor de su piel o pelaje. (Figura 6).
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Figura 6.- Distribución de la radiación solar directa y reflejada en relación con el cuerpo del animal.
La radiación solar produce sobre los animales fenómenos de naturaleza trófica y motriz como la formación de pigmentos, la exaltación de los procesos circulatorios o respiratorios y la prima sobre la génesis de ciertas vitaminas. Con una insolación adecuada se incrementa la cantidad de hemoglobina, aumenta la frecuencia respiratoria y se reduce la tensión sanguínea.
En la avicultura se maneja la acción de la luz en la producción de huevos, ya que alargando el período de luz de forma artificial se logra que las aves pongan más. Además, se ha observado que los animales se adaptan mejor a las tonalidades suaves de la luz.
(2) IMPORTANCIA DE LA OSCURIDAD
Un estudio crítico verificado en 1938 con plantas de día corto, particularmente soya, permitió llegar a la conclusión que el estímulo fotoperiódico era efectuado mediante ambos períodos, el de luz y el de oscuridad. Un período oscuro continuo de 8,5 a 9 horas, después de una exposición previa a un fotoperíodo favorable, era una condición esencial para la floración normal. De más importancia que la duración del fotoperíodo era la intensidad de la luz, y lo más crítico de todo, la duración absoluta del período oscuro. Se cree que también en las plantas de día largo es crítico el período oscuro debido a su efecto inhibidor.
En ese mismo año, se demostró que un día largo continuo no es esencial para algunas plantas de día largo. La floración de cebada de invierno era promovida por períodos de luz de 0,5 a 1,0 minutos, seguidos de otros oscuros iguales o mayores, o por interrupción a la mitad del período oscuro con iluminación de unos pocos minutos de duración. Se ha encontrado que una interrupción del período oscuro, como la indicada, por una breve exposición a la luz, induce la iniciación floral en muchas plantas de día largo.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Indique las tres partes fundamentales en que puede dividirse el espectro electromagnético.
2. Mencione el medio por el cual la energía llega a la Tierra sin medios de transmisión.
3. Los rayos luminosos que intervienen en la fotosíntesis ocupan en el espectro solar los colores siguientes………………. y……………...
4. Indique en qué mes se da el día más corto y en qué mes el día más largo en Bolivia.
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CAPÍTULO IV
(1) TEMPERATURA Y CALOR
(2) INTRODUCCIÓN A LA TEMPERATURA Y EL CALOR
Todos los átomos y moléculas y, consiguientemente, todos los cuerpos tienen energía de movimiento, llamada “energía cinética”. Esta fluye de los puntos de mayor a menor concentración, produciendo en el cuerpo humano diversas sensaciones como frío o calor, por ejemplo. Por ello, el calor es también una clase de energía que denominamos energía térmica, y es posible medir su cantidad a pesar de no ser una sustancia; su unidad de medida más corriente es la caloría.
Para medir la intensidad del calor de un cuerpo, se utilizan los termómetros, que vienen diseñados para responder con precisión al cambio en las intensidades del calor de los cuerpos. Estos cambios en las intensidades del calor se manifiestan independientemente de la cantidad de calor, o sea, la intensidad medida con el termómetro en un vaso de agua o en una piscina puede ser la misma y, sin embargo, al variar la cantidad de agua, varía consiguientemente la cantidad de calor acumulada. Los termómetros para medir la intensidad, usan escalas graduadas en grados: Celsius, Fahrenheit, Kelvin y otras.
Así por lo tanto, se debe tener en cuanta que calor y temperatura no son la misma cosa; ambos están relacionados con el calor y corresponden en líneas generales, el primero, a la cantidad de calor, y la segunda, a la intensidad de calor de un cuerpo. En este ejemplo, del vaso y la piscina llenos de agua, suponiendo que ambos tengan la misma temperatura, se observa la misma sensación del calor (temperatura) pero, por supuesto, la piscina que contiene más agua que el vaso, tendrá muchísimo más calor (energía cinética) que el simple y pequeño vaso de agua.
Las asociaciones vegetales crean el fitoclima, que se caracteriza por la distribución de la temperatura del aire.
Una propiedad común para la mayoría de los organismos vegetales es el aumento de la intensidad de los procesos vitales en la medida en que aumenta la temperatura. Muchos investigadores consideraron posible expresar esa influencia de la temperatura sobre la actividad vital de las plantas con la ley de Vant-Goff, según la cual, la velocidad de la reacción química se duplica cada vez que la temperatura aumenta 10° C. Si, por ejemplo, bajo una temperatura de 10° C se forman 100 unidades, bajo una temperatura de 20° C la reacción química dará 200 unidades, a 30 dará 300 unidades, etc. Pero como muestran las observaciones sobre las plantas, su actividad vital se acrecienta al aumentar la temperatura sólo hasta determinado nivel. Un aumento de la temperatura sobre ese nivel no sólo no contribuye al acrecentamiento de la actividad vital, sino que por el contrario, la temperatura por encima de ese nivel abate a las plantas. Por ejemplo, la temperatura por encima de 35° C es dañina para el polen del maíz.
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Los procesos de fotosíntesis y respiración de las plantas transcurren simultáneamente durante las horas diurnas. El primero se efectúa bajo la acción de la luz solar, y el segundo, tanto en las horas diurnas como durante las nocturnas. Ambos procesos transcurren más intensamente a temperaturas altas que a temperaturas bajas dentro de ciertos límites. A causa de esto, la acumulación de materia orgánica dependerá de las temperaturas diurnas y nocturnas. Una marcha diaria normal de la temperatura, es decir, temperaturas relativamente altas por el día y temperaturas relativamente bajas por las noches, contribuye a la acumulación de materia orgánica. Los días frescos y las noches cálidas no contribuyen a una gran acumulación de materia orgánica, ya que la débil acumulación durante el día fresco no cubre los gastos de materia orgánica para la respiración por el día y para la respiración relativamente intensa durante la noche calida.
(2) LA TEMPERATURA
Es un término cualitativo que expresa el grado o nivel térmico de los cuerpos. Cuando un cuerpo está más caliente que otro, se dice que está a temperatura mayor. Al poner en contacto dos cuerpos con temperaturas diferentes, después de un breve espacio de tiempo, se establece un equilibrio térmico en el que los dos cuerpos han alcanzado la misma temperatura. La temperatura del cuerpo más caliente disminuye, mientras que la del cuerpo más frío aumenta. En este proceso "algo" pasa del cuerpo caliente al frío, lo que se designa con el nombre de “calor”. El calor es una forma de energía, y es un concepto cuantitativo.
La propagación del calor de los cuerpos calientes a los fríos puede hacerse de tres maneras: por conducción, por convección y por radiación. El procedimiento de transmisión de calor por intermedio del contacto físico entre dos cuerpos, o entre dos partes de un mismo cuerpo que están a temperaturas distintas, se denomina transmisión de calor por conducción.
Otro procedimiento es el denominado “de convección”, que tiene gran importancia entre dos cuerpos fluidos, líquidos o gases. Cuando existen dos fluidos a distintas temperaturas, la igualación de la temperatura se puede conseguir por la mezcla de las moléculas del fluido caliente con las del fluido frío. Así se propaga por ejemplo, parte del calor que procede de un radiador de calefacción, y que se distribuye por todo el aire de una habitación.
Un tercer procedimiento de transmisión de calor, lo constituye la radiación. Todos los cuerpos, por el hecho de estar a una determinada temperatura, emiten radiaciones semejantes a la luz. Si este fuese el único fenómeno que tuviera lugar, acabaría por perder toda su energía. Pero al mismo tiempo ocurre que dicha energía llega a los cuerpos que le rodean, los cuales absorben una parte y reflejan otras. Se establece así un flujo de energía en dos direcciones para cada cuerpo (emitiendo y recibiendo) hasta que se logra alcanzar un nuevo equilibrio.
Por este medio, llega a la Tierra el calor del Sol, pues la radiación electromagnética se propaga en el vacío.
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Para medir la temperatura existen diversos instrumentos. En agricultura, interesa conocer la temperatura del aire y del suelo, ya que de estas depende la de las plantas. La temperatura del aire se determina a dos metros de altura de la superficie del suelo, mediante termómetros simples, o de máxima y mínima, o mediante termómetros registradores. La medición de temperatura, también es interesante hacerla en el nivel del cultivo.
El registro de la temperatura del suelo es muy importante porque de ella dependen el desarrollo y funcionamiento de las raíces, la vida de los organismos del suelo y las condiciones para la germinación de las semillas. Se mide con geotermómetros de sonda o con geotermógrafos.
(2) EL TERMOPERIODISMO
Como termoperiodismo se conoce la respuesta de las plantas a una fluctuación rítmica de la temperatura. Una serie de procesos fisiológicos, entre los que figuran la germinación, el alargamiento del tallo, el desarrollo floral, la fructificación y el aumento de la resistencia al frío, se verifican de la manera más satisfactoria bajo un ritmo alternante de temperaturas. Especialmente sorprendentes han sido los resultados obtenidos por Went en 1944 (7) en la producción de tomates cultivados bajo condiciones de temperaturas constante y alternante. Se encontró que el tomate era sensible a las temperaturas nocturnas. Para las plántulas jóvenes, la temperatura nocturna óptima era de 26 a 30° C. A medida que la planta envejecía, la temperatura nocturna óptima bajaba hasta ser finalmente de 13° C a 18 C, según la variedad. La fructificación se verificaba abundantemente con temperaturas diurnas de 26,5° C y nocturnas de 15 a 20° C Una temperatura diurna óptima es efectiva debido a que incrementa la proporción de fotosíntesis. El tomate crece principalmente en las noches y con temperaturas superiores a 18° C; la translocación de azucares se convierte en un factor determinante. La fructificación en el campo es escasa a temperaturas nocturnas superiores a los 22° C inferiores a los 10° C. En otro estudio de 1957, Went destacó la relación que existe entre los límites de temperaturas diurnas en varias latitudes en relación con el crecimiento nocturno de las plantas.
Algunas plantas, entre ellas ciertas especies de Lupinus, son bastantes intolerantes a las altas temperaturas nocturnas. La germinación y pasos sucesivos de desarrollo, hasta la madurez, pueden estar restringidos a ciertas temperaturas favorables, y por ello la amplitud en los límites de la temperatura diurna puede ser un factor de considerable importancia en el control de la distribución de las plantas.
Von Sachs (8) en su momento indicó que las plantas de tomate, maíz, pimiento y patata parecían crecer principalmente durante las horas nocturnas.
(2) VARIACIONES DE LA TEMPERATURA
La mayor parte de energía que recibe la Tierra procede de la radiación solar. La posición del Sol, la forma de la Tierra y su movimiento alrededor del Sol y sobre sí
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misma dan lugar a las grandes variaciones de temperaturas que nos resultan familiares.
Cuando amanece, la Tierra empieza a recibir más calor que el emitido por esta misma a la atmósfera con lo que aumenta considerablemente su temperatura. A lo largo del día, las ganancias del calor son compensadas por las pérdidas por irradiación, convección y conducción. Este equilibrio se mantiene hasta después del medio día, cuando la radiación solar es más débil. Al anochecer, la superficie de la Tierra sigue cediendo calor, pero no recibe aporte de este, con lo que la temperatura del aire decrece, y la del suelo aún más, llegándose a un mínimo térmico en el momento de la salida del Sol.
Las variaciones de temperaturas diurnas y estacionales en el suelo sufren un retraso de horas, días o semanas respecto a la temperatura del aire a medida que aumenta la profundidad.
De esto se deduce que la temperatura del suelo en primavera es baja para favorecer la germinación, cosa que no sucede con la temperatura del aire, que es suficientemente alta para permitir el desarrollo de la planta.
Este fenómeno también explica las deficiencias nutricionales de ciertos cultivos, que pueden ocurrir en primavera. Si la nitrificación que depende de la temperatura del suelo se retrasa (más que el reemprendimiento de la actividad vegetativa del cultivo ligado a la temperatura del aire) está claro que habrá una deficiencia de nitrógeno.
La altitud es un factor fundamental para la distribución de las temperaturas. Cuando se sube a una montaña, se nota que el aire se va enfriando. Esto es debido a que con la altitud la presión atmosférica disminuye y el aire, por ser un gas, al expandirse se enfría.
La variación de la temperatura (gradiente térmico) de una masa de aire seco ascendente es aproximadamente de 1° C por cada 100 metros de altitud. Pero si este aire está saturado, se forman nubes, y el agua, al condensarse cede calor. El enfriamiento del aire es más lento, de manera que la variación térmica queda reducida aproximadamente a la mitad.
El gradiente térmico medio es de 0,6° C por cada 100 metros.
Se presentan, no obstante, excepciones locales a esta regla general, pues son frecuentes los casos en que las capas inferiores de la atmósfera, justamente las que más influyen sobre la cobertura vegetal o sobre los cultivos en particular, son más frías que las superiores. Este fenómeno llamado “inversión térmica”, (Figura 7) es un cambio de signo del gradiente térmico y tiene lugar en el fondo de los valles.
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Figura 7. Durante las noches serenas, el aire del fondo de los valles se enfría por radiación de la Tierra, de manera muy exagerada. Si hay poco viento y el aire no se mueve, este queda inmóvil en el fondo. Como el aire frío es más denso que el aire caliente, permanece en el fondo hasta que haya un viento fuerte que lo mueva o que el calentamiento del aire lo haga levantar.
(2) IMPORTANCIA AGRONÓMICA DE LA TEMPERATURA.
El estudio de la temperatura del aire es muy importante, por ser sus variaciones la causa inicial de un gran número de fenómenos meteorológicos.
Desde el punto de vista agronómico esa importancia aumenta, pues sin exageración se puede decir que todos los fenómenos fisiológicos de los vegetales están fuertemente influidos por la temperatura del aire.
En general, todo fenómeno es posible solamente dentro de ciertos límites de temperatura; por ejemplo, el crecimiento de plantitas de maíz sólo se produce entre 2 y 48° C.
Además, en general, para cada fenómeno existe una temperatura dada en la que se produce con mayor rapidez (temperatura óptima). Por ejemplo la temperatura media para el crecimiento de las plantitas de maíz es de 32° C; para la maduración del trigo, de 19° C, y así sucesivamente.
La temperatura se encuentra entre los principales factores que afectan la propagación y desarrollo de las enfermedades en los vegetales. Las temperaturas óptimas son variables para los distintos fitopatógenos; en el caso de la peranospora de la vid, por ejemplo, la infección se produce en un lapso menor, cuando la temperatura se encuentra entre los 12 y 26° C.
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(2) FACTORES QUE REGULAN LA TEMPERATURA DEL SUELO
Existe un conjunto de factores regulados por el hombre que pueden influir en la temperatura del suelo. En esto, como en cualquier otra práctica agrícola, lo mejor es aliarse con las ventajas que proporcione el terreno a fin de practicar algún método de intervención indirecta, basada en los siguientes procedimientos de control.
a) Color del suelo.- La cantidad de calor que puede absorber un suelo y la cantidad de calor que pueda almacenar, están en relación directa con su color. Si en el suelo no hay cobertura vegetal y el color es claro, el albedo (reflexión de calor hacia la atmósfera) es muy alto, y el suelo se enfría.
Cuando el color del suelo es oscuro absorbe casi todas las radiaciones que le llegan, y en tal caso, reflejan muy pocas, aumentando de ese modo su temperatura.
b) Contenido de agua del suelo.- Cuanta más agua contiene el suelo, más lentos son los cambios de temperaturas en este, porque el calor específico del agua es mayor que el calor específico de sus sustituyentes sólidos. Es decir, el agua retiene una mayor cantidad de calor que las partículas sólidas.
De ello se deduce cuáles son los procedimientos más adecuados para lograr un aumento de la temperatura del suelo. El principio básico reside en la realización de trabajos de acondicionamiento, estos consistirán en métodos o dispositivos que garanticen en mayor o menor medida una adecuada evacuación del agua.
Naturalmente, hay que proporcionar también al suelo la aireación, que es el complemento imprescindible de un buen escurrimiento.
(2) EL BALANCE TÉRMICO DEL SUELO
La energía térmica siempre se dirige del lugar más caliente hacia el más frío.
El balance térmico del suelo en un momento dado, estará determinado por la diferencia entre las ganancias y las pérdidas de calor que se producen en este momento.
Las fuentes de ganancias de calor para el suelo son las siguientes:
- Radiación solar directa y difusa.
- Emanación atmosférica.
- Flujo de calor desde las capas más profundas de la Tierra.
- Calor latente de vaporización liberado cuando el vapor de agua se condensa en el suelo.
- Calor liberado por la actividad de ciertos elementos radiactivos presentes en el suelo.
Las pérdidas de calor para el suelo están determinadas por los siguientes factores:
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- Radiación reflejada por la superficie.
- Calor consumido en la evaporación del agua.
- Calor consumido en el calentamiento del aire.
- Calor perdido por la transferencia hacia las capas más profundas de la Tierra.
- Calor perdido por la emanación terrestre.
Por el día, cuando la radiación solar incide sobre la superficie del suelo, esta última la absorbe, calentándose enormemente. Al estar más frías las capas inferiores el calor se irá trasladando, por conducción, hacia las capas inferiores calentándolas. De esta forma el suelo gana el calor durante el día. Las ganancias son normalmente mayores que las pérdidas. El balance en este caso será positivo.
Durante la noche, como no se recibe radiación solar, la superficie se enfría considerablemente producto de la emanación terrestre, entregándole su calor al aire superyacente. Al enfriarse la capa superior, las inferiores quedan más calientes en comparación con la primera, por lo que el calor empieza a ascender hacia las capas superiores hasta escaparse hacia la atmósfera desde la superficie. De esta manera el suelo pierde calor durante la noche, porque generalmente las ganancias son menores que las pérdidas. El balance será, por lo tanto, negativo.
(2) LA HUMEDAD DEL SUELO
Se le llama humedad del suelo a la cantidad de agua que este retiene mediante la atracción molecular. La fuente principal de abastecimiento del suelo es la lluvia, ya sea directa, cuando cae directamente sobre el suelo, o indirecta, cuando es aplicada utilizando las técnicas de riego.
El agua, al penetrar en el suelo, llena los espacios entre las partículas del mismo. El espacio poroso o el volumen que puede llenarse varían, generalmente entre 40 y 60 %, de acuerdo a la textura que tenga el suelo. Cuando cesa el suministro de agua al suelo, parte de esa agua se infiltra y se le llama agua gravitacional o de infiltración. Al agua retenida alrededor y entre las partículas del suelo por las fuerzas capilares se le llama agua capilar. Alrededor de las partículas del suelo es retenida fuertemente una delicadísima película de agua, la cual no puede desplazarse como líquido y recibe el nombre de “agua higroscópica”.
La cantidad total de agua (capilar, higroscópica y combinada) constituye la capacidad del suelo y es la máxima cantidad de agua que puede retener este.
(2) EFECTOS DE LA TEMPERATURA
Las reacciones biológicas que tienen lugar en las plantas dependen de la temperatura. Por esto, la intensidad de las funciones vegetales y microbianas (fotosíntesis, respiración, humificación, amonificación, etc.,) están en relación directa con la temperatura.
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La temperatura a la cual las reacciones biológicas se realizan a velocidad máxima, recibe el nombre de”temperatura óptima”.
Los efectos de la temperatura no son iguales para todas las especies vegetales. Las especies microstermas, son aquellas cuyas funciones vitales se desarrollan mejor a bajas temperaturas. Por el contrario, las especies macrostermas se desarrollan mejor a temperaturas más elevadas. Esto determina que la siembra tenga que hacerse en primavera o en otoño, según la planta escogida para el cultivo.
Dentro de una misma especie, pueden encontrarse variedades resistentes al frío y otras que no lo son. Si disponemos de una variedad resistente al frío, en nuestras latitudes, podremos sembrarla en otoño.
Los límites térmicos de las funciones vitales de una misma planta son también diferentes. Por ejemplo, la respiración tiene su temperatura óptima más alta que la de la fotosíntesis, y esta última, a su vez, es más alta que la óptima para el transporte de carbohidratos.
Los distintos órganos de las plantas tienen exigencias distintas de temperaturas. Así por ejemplo, los órganos florales son muy sensibles a las bajas temperaturas, al igual que las hojas jóvenes.
Las distintas fases de desarrollo de una planta tienen exigencias térmicas crecientes. Por ejemplo para el trigo, se han encontrado las siguientes temperaturas cardinales mínimas, 0 - 5° C para germinar, 10 - 12° C para espigar, 17° C para florecer y 19° C para madurar.
(2) LA INTEGRAL TÉRMICA
Las fases de desarrollo de algunas plantas cultivadas no dependen del tiempo transcurrido, sino de la cantidad de calor recibido. La aplicación práctica de este concepto se basa en la integral térmica, que consiste en acumular, sumando, las temperaturas medias superiores a la cardinal mínima. Pero este sistema no tiene factores muy importantes como pueden ser la temperatura del suelo, las temperaturas cardinales máximas, la longitud del día o las alternancias de temperaturas entre el día y la noche. Por esto a pesar de haberse comprobado que funciona bastante bien para determinados cultivos, no es aplicable a otros.
En muchos casos se ha visto que la germinación, floración, fructificación y otros procesos vegetales se ven favorecidos si las condiciones térmicas a las que son sometidos los vegetales fluctúan entre el día y la noche. Esto quiere decir que algunas especies vegetales tienen temperaturas óptimas distintas según se trate del día o de la noche.
Este fenómeno, llamado “termoperiodismo”, puede aprovecharse en la práctica. Por ejemplo, en el cultivo del tomate en el invernadero, la fructificación mejora si la temperatura diurna es de 26,5° C y la nocturna es de 17° C. Si las temperaturas nocturnas son superiores a 22° C o inferiores a 10° C se altera la fructificación, ya
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que los procesos nocturnos de transporte de azúcares, desde las hojas a los frutos, son más lentos.
(2) LAS TEMPERATURAS CRÍTICAS
Las altas temperaturas tienen un efecto negativo sobre la productividad vegetal ya que la respiración es superior a la fotosíntesis con la consiguiente disminución de la asimilación neta. Además, las altas temperaturas causan daños en las plantas, como la deshidratación, la muerte del protoplasma por coagulación, la quemadura del cuello de los cereales y la quemadura de frutos (tomate) por efecto de una fuerte insolación después de una lluvia.
Los cultivos se pueden defender de las altas temperaturas por medios genéticos. Se pueden escoger variedades resistentes o variedades precoces, o bien adelantar la siembra. Una medida de defensa directa es cubriendo los cultivos con cañizos, redes, emparrillados y otros.
A bajas temperaturas (0° C) se puede congelar el agua de los tejidos, o el mismo protoplasto. También se pueden precipitar las proteínas, deformarse los frutos y agrietarse los tejidos con la consiguiente infección por bacterias y hongos, entre otros muchos perjuicios.
(2) HELADAS Y MEDIOS DE DEFENSA
Con el término helada indicamos el descenso de temperatura por debajo de 0° C. El efecto de las heladas en las plantas depende de diversos factores, entre ellos, la especie y variedad cultivada o el estado de desarrollo de la planta: esta sufre más los efectos si se encuentra en actividad vegetativa (floración, germinación, etc.). Si las plantas crecen bajo condiciones nutritivas óptimas, podrán afrontar de mejor manera los efectos de las heladas, ya que los jugos celulares están más concentrados.
Si las temperaturas descienden, puede llegar a detenerse la absorción de las sustancias nutritivas a través de las raíces, y, aunque el suelo disponga de cantidades suficiente de agua para abastecer a la planta, esta se marchita (aridez fisiológica).
Durante el invierno, las plantas poseen determinados mecanismos que les confieren resistencia a las heladas. Estos mecanismos, llamados “de endurecimiento”, consisten en el acúmulo de reservas, aumento de la concentración de los jugos celulares, entrada en reposos vegetativos y disminución de los tejidos vegetativos.
Pero también se producen heladas en primavera y otoño llamadas “tardías o precoces”, respectivamente, y son estas precisamente las que ocasionan más daños a las cosechas. Su duración es corta y se presentan en forma de escarchas.
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El enfriamiento de la atmósfera en el nivel del cultivo se puede producir por convección o por irradiación.
En los valles estrechos, al irradiar las laderas el calor que el suelo ha acumulado, enfrían el aire de la parte alta, y este, por ser más denso, baja por la pendiente y se acumula en el fondo del valle. Este es el mecanismo que da lugar a la helada por convección.
La helada por irradiación tiene lugar cuando el suelo pierde calor, al cesar el aporte de radiación del sol. Una atmósfera seca y la ausencia de viento favorecen la aparición de la helada.
Durante el invierno, los daños causados por la helada son menores, primero porque la planta se ha "endurecido" y segundo, porque el agricultor ha escogido especies y variedades resistentes a las bajas temperaturas. Además de proteger el cultivo con paja, esteras, etc., existen diversos métodos de protección contra las heladas tardías y precoces.
Para evitar las escarchas otoñales, se emplean procedimientos, tales como la elección de la especie o variedades adoptadas de maduración precoz. Así se consigue que los cardos, las alcachofas y las lechugas maduren antes de que lleguen las heladas. Cuando por el contrario, se quiere evitar las escarchas tardías primaverales, se eligen las especies y variedades de brote tardío. Estos son los llamados “medios indirectos de defensa”.
Sobre la base de estos conocimientos se han desarrollado tipos de medios directos de lucha contra la escarcha. Los medios antiirradiantes son muy útiles para evitar las escarchas por irradiación, al crear una capa opaca a los rayos infrarrojos del terreno.
Existen varios métodos para prevenir las heladas, todos ellos basados en el empleo de humos:
La incineración de material residual (paja húmeda, estiércol, turba, cubiertas de llantas de automóvil y otros) produce importantes cantidades de humo.
Los hornillos fumígenos, que son antorchas de materiales varios, producen grandes cantidades de humo y se consumen muy lentamente (cada antorcha necesita de 25 a 30 minutos y se requieren 5 antorchas por hectárea).
La quema de pastas antiescarchas constituye otro método para producir cantidades significativas de humo.
Finalmente, los generadores de humos químicos aprovechan la reacción que se produce entre el anhídrido sulfuroso y el amoniaco, para dar lugar a la formación de cristales microscópicos de bisulfito de amonio; mediante unos tubos que los mezclan y proyectan hacia la atmósfera.
(2) HELADAS (ESCARCHA). SU EFECTO SOBRE LOS CULTIVOS
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En las mañanas posteriores a las noches calmadas y despejadas, es frecuente advertir sobre el césped, la vegetación baja y los objetos, un depósito de gotitas de agua que recibe el nombre de “rocío”.
Las gotitas de rocío provienen exclusivamente de la condensación del vapor de agua contenido en la capa de aire que rodea a las flores, hojas, etc. Pues dicha capa sufre un pronunciado enfriamiento al encontrarse en contacto con las superficies de los vegetales o de ciertos objetos que, por efecto de una fuerte irradiación, pierden gran cantidad de calor.
En otras ocasiones, después de noches calmadas y despejadas, el césped y plantas bajas, en lugar de aparecer recubiertos de gotitas de rocío, presentan una cubierta blanca de apariencia cristalina, que se denomina helada o escarcha. Pese a su apariencia cristalina, estas partículas demuestran ser de estructura amorfa.
La helada o escarcha se produce, entonces, al pasar el rocío a estado sólido por haberse depositado sobre una superficie que acusa una temperatura muy baja, cercana o igual a cero grados centígrados.
Las condiciones que determinan la formación de una helada o escarcha se pueden resumir de la siguiente manera:
Poco grado de nubosidad.
Poca velocidad del viento.
Alto grado de exposición a la intemperie.
Mayor densidad del aire frío.
Poder emisivo de los diferentes cuerpos.
Conductividad calorífica de los cuerpos.
Sequedad del aire, que hace posible una mayor irradiación de los objetos y plantas y, consecuentemente su enfriamiento.
Desde el punto de vista agrícola, la presencia o ausencia de escarcha no interesa tanto como el saber que se ha registrado un descenso de la temperatura fuera de lo normal.
Los órganos de las plantas y de los animales mueren cuando son sometidos a la acción de un frío suficientemente intenso y prolongado.
El daño que produce sobre el cultivo o el animal una helada de intensidad y duración también determinadas, depende principalmente del momento del ciclo vegetativo en el cual esta ocurre. Sin embargo, el daño puede ser aumentado o disminuido en cierta proporción por otros factores, tales como el vigor de la plantación, las condiciones meteorológicas previas, las condiciones físicas del suelo y otras.
Entre los adelantos más notables realizados en los últimos años respecto de las causas que regulan la resistencia al frío, cabe destacar la influencia de la duración del día. Según experiencia efectuada, cada especie causa mayor resistencia al frío cuando está expuesta a duración óptima del día: bajo la influencia de días de
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período más largo o más corto que el óptimo, la resistencia al frío decrece notablemente.
En plantas anuales, bienales o perennes, que son cultivadas para aprovechar el fruto, se pueden establecer cuatro grados de perjuicios por heladas:
1. el frío daña o mata órganos vegetativos, tales como hojas y tallos, perturbando las funciones de los demás órganos restantes;
2. el frío destruye gran porcentaje de flores, impidiendo así que muchas de ellas se transformen en frutos;
3. la baja temperatura destruye los frutos en formación y los que sobreviven resultan malformados;
4. si el frío es suficientemente prolongado, puede prolongar la muerte de la planta.
(2) OTROS EFECTOS DE LA TEMPERATURA DEL AIRE EN LA PRODUCCIÓN AGROPECUARIA
La resistencia al frío puede ser considerada como una adaptación temporaria del protoplasma que le confiere a la planta capacidad para soportar los daños ocasionados por las bajas temperaturas. Por ejemplo, árboles con capacidad para resistir temperaturas de - 50° C en invierno pueden morir a 0° C, por congelamiento artificial, en pleno verano. Estos árboles adquieren una resistencia natural por disminución gradual de las temperaturas y exposición a cortos fotoperíodos. La alfalfa adquiere de este modo, cada otoño, una considerable capacidad de resistencia y también puede hacerse artificialmente resistente por exposición a temperaturas justamente por encima de la de congelación durante un cierto número de días. En 1952 se determinó que en la alfalfa y la col se puede inducir resistencia experimentalmente, exponiendo a las plantas a unas temperaturas de 0° C algunas horas de las 24 del día y durante unos pocos días. Los períodos intermitentes de temperaturas relativamente bajas parecen ser los responsables de la inducción de la resistencia a la helada.
Los cambios que se producen en la planta a causa de su adquirida resistencia comprenden un incremento de la concentración de azúcar, y por consiguiente, de la presión osmótica del jugo celular. También se tiene evidencia del incremento de la permeabilidad de la membrana del plasma, así como del contenido de proteínas solubles, como consecuencia del “endurecimiento osmótico”.
Es de gran utilidad poder correlacionar ciertos caracteres morfológicos fácilmente identificables con la resistencia al frío. Tales caracteres han sido investigados con limitado éxito. Ya en 1912, se había demostrado que la resistencia invernal del trigo no tiene una relación definida con las características morfológicas ordinarias de las variedades. Algunas plantas manifiestan en sus caracteres diferencias relacionadas con la resistencia al frío. En 1906 se advirtió que el centeno resistente al frío tenía unas hojas más estrechas, firmes y cutinizadas. En 1917 pudo determinarse que los cereales más resistentes tenían hojas más estrechas y
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un hábito de crecimiento más tendido, mientras que los trigos blandos, la cebada y la avena, los tres de invierno, tenían hojas anchas y un crecimiento otoñal más erguido.
El sistema de la raíz puede manifestar también diferencias con respecto a su resistencia al frío. Algunos estudios verificados en Canadá en 1921 indicaron la existencia de un alto grado de correlación entre la proporción de ramificación del sistema radicular y la resistencia al frío.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. De las afirmaciones que a continuación se le presentan, señale aquellas que sean verdaderas con una (V), y las que resultan falsas, con una (F).
( ) Calor y temperatura son sinónimos.
( ) Para medir la intensidad de calor se utilizan los termómetros.
( ) La unidad de intensidad de calor es la caloría.
( ) La cantidad de calor de un cuerpo se determina en grados Celsius.
( ) El calo es energía cinética.
Todos los fenómenos fisiológicos de los vegetales se producen solamente entre ciertos límites de temperatura; pero existe una temperatura determinada en la que dichos fenómenos se producen con mayor rapidez. ¿Qué nombre recibe dicha temperatura?
En relación con los procesos fisiológicos de las plantas, defina los conceptos siguientes:
a).- Temperatura mínima.
b).- Temperatura máxima.
c).- Temperatura óptima.
La respuesta de las plantas a una fluctuación rítmica de la temperatura recibe el nombre de……………………………..
¿Cuáles son las condiciones que determinan la formación de una helada?
¿Qué perjuicios causan las heladas en las plantas anuales, bienales y perennes?
Señale tres formas de combatir las heladas.
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Cite la manera o el procedimiento para lograr aumentar la resistencia de las plantas a la baja temperatura.
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CAPÍTULO V
(1) LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA Y LOS VIENTOS
(2) INTRODUCCIÓN A LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA
El agua fue el medio de todas las primeras formas de vida. Ello no es sorprendente si se tiene en cuenta que el agua es el primer constituyente de todos los seres vivos tanto vegetales como animales. Solamente en una etapa avanzada del proceso de la evolución, las plantas y los animales desarrollaron modificaciones que les permitieron abandonar el agua y vivir en la tierra firme, pero manteniendo todavía el medio acuoso en el interior.
Los tejidos vegetales contienen normalmente hasta el 80% de agua. El cuerpo humano contiene un promedio de 55% a 60% de agua.
La importancia del agua se aprecia al considerar las más destacadas funciones en las que participan de manera esencial. Estas fueron clasificadas, en 1959, en cuatro grupos, a saber:
1. Es una parte constituyente del protoplasma. Representa comúnmente del 85 % al 90 % del peso fresco de los tejidos en crecimiento activo.
2. Es un cuerpo reaccionante, esencial para la fotosíntesis y los procesos hidrolíticos, como la descomposición del almidón en azúcar.
3. Es un medio de disolución en el que las sales, los gases y otras sustancias atraviesan las paredes celulares y los tejidos de xilema, creando en el interior de la planta un sistema disolvente más o menos continuo.
4. Es esencial para mantener la turgencia, el crecimiento celular, la forma de la hoja, la apertura de los estomas y el movimiento estructural de la planta.
A fin de lograr un conocimiento más completo de la importancia universal del agua en la ecología de las plantas cultivadas se describirán algunos aspectos generales acerca de su influencia sobre el crecimiento vegetal. Se considerarán la humedad atmosférica, la precipitación y su efectividad, la adaptación de los vegetales a las condiciones de humedad, su transpiración y uso del agua, su resistencia a la sequedad, su respuesta a un déficit extremo y a un exceso de humedad.
La humedad del aire atmosférico influye directamente sobre la tasa de transpiración de las plantas e indirectamente sobre su temperatura, las condiciones de polinización, la productividad y la calidad del trabajo de las máquinas agrícolas. Además, influye sobre la tasa de evaporación desde la superficie del suelo y, por consiguiente, sobre la cantidad de agua del suelo disponible para las plantas.
La humedad del aire es también una de las características importantes de las condiciones agrometeorológicas. Se expresa generalmente como humedad absoluta (tensión de vapor que se encuentra en el aire expresada en milímetros de la columna de mercurio o en milibares), humedad relativa (relación en tanto por ciento entre tensión real de vapor de agua en la atmósfera y la tensión de
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vapor de aire saturado, a una misma temperatura) y déficit de humedad (diferencia entre la tensión saturada y la tensión real del vapor de agua a una temperatura y presión dadas).
Aunque invisible, en la atmósfera siempre existe vapor de agua. La menor o mayor cantidad de vapor acuoso existente en la atmósfera tiene grandes consecuencias meteorológicas y climáticas, pues:
1. El vapor de agua absorbe muy fácilmente las radiaciones térmicas, por lo tanto, el aire húmedo se calienta más que el aire seco bajo la acción directa de los rayos solares.
2. El vapor de agua, ya sea al formarse o al condensarse, produce variaciones considerables de la temperatura del aire. Un kilogramo de vapor de agua, al formarse o al condensarse, puede enfriar o calentar en un grado 2000 metros cúbicos de aire.
3. La cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera regula la velocidad con que se evapora el agua sobre la superficie terrestre y de los mares.
4. El vapor de agua, por su condensación o congelación, produce numerosos fenómenos meteorológicos, por ejemplo, nubes, lluvia, niebla, granizo y rocío y otros.
Desde el punto de vista agrícola, el vapor acuoso también es muy importante dado que este:
Regula la desecación de los suelos.
Influye en la velocidad de transpiración de las plantas.
Provoca o no la aparición de las plagas agrícolas. Por ejemplo, la “sarna” del peral y la “roya negra” del trigo se manifiestan especialmente con tiempo húmedo. La “arañita roja” de la alfalfa, por el contrario, requiere de tiempo seco.
(2) LA SEQUÍA, FENÓMENO PERJUDICIAL PARA LA AGRICULTURA
La sequía es un fenómeno muy complejo. Surge por la insuficiencia de lluvia y exceso de evaporación lo cual, con un bajo nivel de aerotecnia, provoca un déficit entre la necesidad de agua por las plantas y la que absorbe desde el suelo. Como resultado, disminuye notablemente el rendimiento agrícola.
Por los datos estadísticos, aproximadamente el 85% de las tierras emergidas del planeta Tierra está sometido a la acción de la sequía. Incluso en la zona de clima tropical marítimo, no están excluidos las sequías y los fenómenos de aridez. En la mayoría de las zonas agrícolas las sequías traen como consecuencias grandes catástrofes para la población. En tiempos de sequía, la disminución del rendimiento de los cultivos alcanza del 20 al 30%, y a veces del 40 al 45%.
El déficit presentado determina el criterio básico en la calificación de la intensidad de la sequía. La necesidad de agua por las plantas esta determinada por las
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condiciones meteorológicas, las particularidades biológicas de las plantas y por el nivel de la aerotecnia.
La necesidad de agua por las plantas se intensifica con el aumento de la velocidad del viento y de la temperatura del aire, así como con la disminución de la humedad relativa, lo cual se debe al incremento de la evaporación desde la superficie del suelo y a la transpiración.
El gasto de agua por la transpiración y la evaporación desde la superficie del suelo de un campo dado se puede juzgar por la cantidad de calor gastado en estos procesos.
Los cultivos de especies distintas, e incluso de variedades de la misma especie, reaccionan de modo diferente al grado de aridez. Las plantas resistentes a la sequía pueden crecer y desarrollarse normalmente en suelos con escasez de agua, lo que sería mortífero para las plantas hidrófilas. En particular, el sorgo, a causa de su resistencia a la sequía, en regiones de lluvia escasa puede dar buenas cosechas.
Las condiciones de sequía pueden provocar el abatimiento de las plantas e incluso su marchitez total.
(2) CARACTERÍSTICAS AGROMETEOROLÓGICAS DE LAS MEDIDAS DE LUCHA CONTRA LA SEQUÍA
Las medidas principales en la lucha contra la sequía se utilizan con una aerotecnia adecuada en la que se dan el mejoramiento de tierra y la selección de especies y variedades de plantas de cultivo de rendimiento óptimo. Estas medidas se dirigen hacia la eliminación de la diferencia entre la necesidad de agua y la absorción desde el suelo.
La acumulación de agua en el suelo durante el período lluvioso y su conservación en el período de sequía son objetivos importantes de la aerotecnia. Casi la mitad del agua producto de la lluvia se pierde por la evaporación desde el suelo y el flujo superficial. El flujo superficial erosiona el suelo y arrastra suelo fértil y con el nitrógeno, fósforo, potasio, y otras sustancia nutritivas.
El laboreo del suelo realizado conforme a las condiciones suelo-clima constituye un medio eficaz para la acumulación y conservación del agua de la humedad del suelo. Se ha demostrado que un campo cultivado correctamente y protegido por cortinas rompevientos eleva la acumulación de agua en el suelo alrededor del 30 al 40% y más. En tal campo, al final del período lluvioso la humedad puede llegar a estar próxima a la capacidad del campo. El desmoronamiento oportuno del campo, después de la recogida de la cosecha, la aradura profunda, la nivelación de la superficie del campo arado, el cubrimiento del suelo, la destrucción de la corteza del suelo después de la lluvia y la eliminación de las malezas, son medidas que aminoran las perdidas improductivas del agua acumulada del suelo.
Las investigaciones y la práctica en la agricultura demuestran que el desmoronamiento de los campos realizados inmediatamente después de la
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recogida de la cosecha garantiza la conservación de agua equivalente a desde 20 mm hasta 35 mm. Es decir, desde 200 hasta 350 toneladas métricas (Tm) de agua por hectárea.
La nivelación de la superficie de un campo arado disminuye la evaporación y preserva a la capa laborable del secamiento. La destrucción oportuna de la corteza formada sobre la superficie del suelo después de las lluvias, igualmente puede evitar las pérdidas de 10 a 30 mm de agua. La lucha contra la maleza permite conservar el agua del suelo que se perdería por transpiración de las yerbas y arbustos indeseables.
Cuando la cantidad de sustancias nutritivas en la solución del suelo es insuficiente, la transpiración de las plantas se intensifica para, mediante este mecanismo compensador, evitar el deterioro del proceso de asimilación.
La concentración de ciertas sustancias alimenticias en la solución del suelo varía las propiedades de carácter hídrico del protoplasma, tales como la facultad de retención del agua y la presión osmótica. Si la concentración de la solución del suelo es la adecuada, los procesos de transpiración se realizan con eficiencia, es decir, en la forma más productiva respecto al gasto del agua. El paso de sustancias nutritivas desde la solución del suelo hacia el sistema radical de las plantas se realiza con más facilidad con una concentración moderadamente elevada de la solución, la cual se puede propiciar mediante la fertilización adecuada. El coeficiente de transpiración disminuye con el aumento de la concentración de sales en la solución nutritiva hasta un límite determinado.
Por lo anterior, las medidas aerotécnicas de elaboración y fertilización del suelo deben estar dirigidas hacia la conservación del agua del suelo acumulada en el período lluvioso y con ello crear condiciones favorables para el cultivo de las plantas en el período de sequía o en la primera mitad del mismo.
El cultivo de especies y variedades resistentes a la sequía y de productividad óptima, es uno de los medios más importantes de lucha contra la sequía. La experimentación con especies nuevas y su regionalización, se realiza considerando las condiciones agrometeorológicas y agroclimáticas.
Las cortinas rompevientos son muy importantes en la lucha contra la sequía. A causa de su acción protectora contra el viento, la evaporación desde la superficie del suelo en los campos entre cortinas es menor que en los campos sin cortinas. Las cortinas permeables disminuyen la evaporación de los campos entre cortinas como promedio de 20 a 30% en comparación con los campos sin cortinas. Como resultado de lo expuesto, la capa laborable en los campos entre cortinas permanece bajo mejores condiciones de humedad, en el transcurso de casi todo el período vegetativo de las plantas de cultivo.
El mejor abastecimiento de agua para las plantas en los campos entre cortinas contribuye al aumento de la cantidad de materia seca. Mediante experimento se ha determinado que este aumento en algunos casos puede ser del 30% en comparación con un campo sin cortinas.
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En muchas partes del mundo se utiliza como medio de lucha contra la sequía, el aislamiento geográfico de los cultivos, es decir, escoger territorio para realizarlos en los que las sequías no sean comunes. Sin embargo, el aislamiento geográfico de los cultivos no garantiza por completo la protección contra los efectos dañinos de la sequía ya que, en algunos años, esta abarca un territorio muy extenso.
El regadío, como medida de lucha contra la sequía, varía las condiciones meteorológicas de la capa superficial de aire, el régimen hídrico y el térmico del suelo. El regadío es el medio más eficaz de lucha contra la sequía. En las zonas de clima tropical, a causa de la radiación solar intensa, la evaporación es elevada, y, por ello, es particularmente efectivo. El rendimiento obtenido por el regadío es por regla general mayor en la zona tropical que en la zona templada.
(2) LA HUMEDAD Y LA PLUVIOMETRÍA
Para mantener un desarrollo vegetativo normal y una máxima producción, los frutales necesitan disponer de un adecuado nivel de humedad en el suelo del cultivo.
El agua necesaria para mantener este nivel de humedad en el suelo, proviene principalmente de las lluvias. Así pues, la pluviometría pone de manifiesto un factor climático clave para el desarrollo y la producción de los frutales.
La falta de agua en los frutales conlleva una disminución de la fotosíntesis y esto, a la vez, produce un descenso en el desarrollo del árbol. También puede provocar un período más largo de parada estival, incluso, la muerte del árbol si la falta de agua es muy grave y prolongada. Otros efectos de la falta de agua son:
• Disminución del rendimiento en el proceso de inducción floral.
• Descenso en la producción con menor tamaño y peso del fruto.
• Descenso de la calidad, con peor color y aspecto general del fruto.
Las limitaciones ocasionadas por las lluvias no sólo se refieren a la cantidad caída anualmente, sino también a su distribución en el tiempo. Podrían considerarse cubiertas las necesidades de agua de los frutales con lluvias superiores a los 700 mm de agua anuales.
Las necesidades de agua son muy variables, no sólo dependen de la especie, sino también de su estado actual. En general, se puede decir que los frutales de maduración temprana tienen una exigencia menor en agua que aquellos que tienen una maduración tardía. Después de la recolección, las necesidades generales de agua del árbol disminuyen. Se diferencian dos tipos de cultivos en función del riego:
Cultivo de secano.- Cuando los frutales pueden vegetar y producir una cosecha aceptable aprovechando sólo el agua de la lluvia.
Cultivo de regadío.- Cuando se realiza una aportación suplementaria de agua con el riego.
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Cabe citar que los daños producidos en forma ocasional por lluvias están centrados principalmente en la época de floración. Si coincide con esta última un período continuado de lluvias, la polinización y fecundación de las flores serán afectadas. Las razones principales son:
• Los insectos - y las abejas en particular - no vuelan en tiempos lluviosos.
• El polen es arrastrado al suelo y, además, desaparece de los estigmas de las flores por el efecto del agua.
• Disminuye la temperatura, por lo que el proceso de polinización y fecundación es más lento.
• Durante las lluvias intensas la flor queda destruida.
Las lluvias también pueden ocasionar daños en los frutos. Después de un período de sequía, una absorción intensa de agua provoca un agrietado en las epidermis, no demasiado elásticas. Estas grietas son vías de accesos para los hongos, que descompondrán el fruto.
Si las grietas son muy pequeñas, pueden suberificar cicatrizando sin más daños, pero formando manchas acorchadas de color marrón. Este aspecto de piel de patata se conoce como russeting.
Existen otras causas que pueden provocar este aspecto, como las heladas ligeras en las primeras fases del desarrollo del fruto, enfermedades producidas por virus, carencias de determinados nutrientes o algunos productos químicos utilizados en el tratamiento fitosanitario.
Las lluvias intensas pueden provocar caídas de los frutos o encharcamiento del terreno, lo cual conlleva a problemas de asfixia radicular. La gravedad depende de la resistencia de cada especie a este estado.
Un nivel alto de humedad en el ambiente favorece la propagación e intensidad en el ataque de las enfermedades criptogámicas y bacterianas.
En períodos húmedos, los hongos se convierten en un verdadero problema. Por el contrario, en períodos secos, el problema lo accionan principalmente los ácaros.
(2) EL PUNTO DE ROCÍO
Es el valor de temperatura a la que el aire se saturaría con el vapor de agua que contiene realmente. Se puede decir también que el punto de rocío es el valor a que debe descender la temperatura del aire para que la humedad relativa alcance el 100% con la humedad absoluta efectiva que contiene. Por definición, en el punto de rocío la humedad es de 100% y por lo tanto el aire no puede aceptar más vapor de agua; cualquier nuevo ingreso o descenso de la temperatura produce la correspondiente condensación del vapor de agua. La unidad en la que se expresa el punto de rocío es el grado celsius (°C).
El punto de rocío da una idea del estado de humedad del aire. Mientras más cerca esté el punto de rocío de la temperatura ambiente, más próxima estará la humedad del aire al punto de saturación.
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(2) EL ENFRIAMIENTO DEL AIRE.
El principal mecanismo para la condensación del vapor de agua en la atmósfera es el enfriamiento del aire. Si por algún motivo la temperatura del aire desciende por debajo del punto de rocío, se producirá el fenómeno de la condensación.
El enfriamiento del aire se puede producir de diferentes maneras. Puede ser por radiación, convección, mezcla, accidentes topográficos, frentes fríos y otros.
Por radiación.- Principalmente en las noches claras y serenas el enfriamiento de la superficie terrestre por emanación es tal que enfría las capas de aire húmedo cercanas a la superficie. Si el enfriamiento rebasa el punto de rocío se produce la condensación en dichas capas.
Por convección.- Cuando una masa de aire se eleva en la atmósfera, se encuentra con masas de aire adyacentes cada vez menos densas, y, por tanto, queda sometida a una presión atmosférica cada vez menor. Por esta razón, la misma masa de aire va continuamente expandiéndose y ocupando volúmenes mayores. Como esta expansión constituye un trabajo, habrá un consumo de energía para realizarlo. La energía utilizada sale del calor interno de la masa de aire. Sin que haya escapes de calor hacia el exterior, la temperatura de esta masa de aire disminuye, pues el mismo calor se reparte en mayor volumen. Esto constituye una variación adiabática de temperatura, porque se produce sin haber entrada ni salida de energía del sistema.
Mientras más se alcance el punto de rocío, la temperatura descenderá a un ritmo de 1° C por cada 100 m que se eleve la masa de aire en la atmósfera libre.
Por mezcla.- Si se mezclan dos masas de aire de diferentes temperaturas y contenidos de humedad cercana a la saturación, se obtendrá una nueva masa de aire con temperatura y valor relativo de humedad diferentes. La masa de aire frío hará descender la temperatura del conjunto hasta un valor en que se podrá producir la condensación en el contenido de humedad de la nueva masa de aire resultante.
Así por ejemplo, si un metro cúbico de aire a 0° C contiene 4 g de vapor, y otro a 30° C contiene 30 g, en ambos casos dichas masas de aire se encuentran muy cercanas al punto de saturación. Si mezclamos los dos volúmenes de aire, la temperatura y el contenido de vapor de agua de la mezcla serán respectivamente:
(0° C + 30° C): 2 = 15° C
(4 g/m3 + 30 g/m3): 2 = 17 g/m3
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Como a 15° C la humedad absoluta máxima ( Q ) que puede contener el aire es de 12,8 g/m3, el exceso de vapor de agua (17 – 12,8 = 4,2 g/m3) tiene que condensarse.
Por accidentes topográficos.- Si una masa de aire cargada de humedad que se mueve horizontalmente se encuentra con una elevación, es obligada ascender y por lo tanto sufrirá un enfriamiento adiabático, tanto por la expansión que experimenta como por la mezcla con masas de aire más frías que va encontrando al elevarse. De esta forma puede producirse la condensación del vapor de agua presente.
Por frentes fríos.- Es una masa de aire frío que avanza hacia otra de aire caliente. Como el aire frío es más denso que el aire caliente, el frente frío actuará como una cuña que avanza por debajo del aire caliente, haciendo que este se eleve. Al elevarse este aire caliente cargado de vapor de agua, sufre el proceso de enfriamiento y la consiguiente condensación, de igual manera que la descrita en los casos anteriores.
(2) IMPORTANCIA BIOLÓGICA DE LA HUMEDAD DEL AIRE
La principal importancia biológica de la humedad atmosférica es su influencia sobre la pérdida de agua en los organismos y sobre los fenómenos relacionados con las mismas.
La humedad relativa del aire está muy relacionada con el ritmo de pérdida de agua del vegetal por medio de la transpiración, de los animales por medio de la sudoración y del suelo por la evaporación. Estas pérdidas se aceleran a medida que el estado relativo de humedad del aire disminuye.
En el caso de las plantas, si la humedad relativa es muy baja, la velocidad de la transpiración se incrementa considerablemente y, en ciertos momentos, llega a superar la capacidad de absorción de agua del suelo por las raíces por lo que la planta sufre un marchitamiento temporal. Cuando la planta se marchita cierra parcialmente los estomas, limitando el intercambio gaseoso con la atmósfera lo que provoca que la fotosíntesis se vea afectada.
El incremento de la transpiración y evaporación del agua del suelo, cuando la humedad del aire es baja, disminuye rápidamente la fuente de abastecimiento de agua para la planta, y esta última sufre la consecuencia de la sequía.
Si la humedad del aire es muy alta, también puede ser dañina. Por ejemplo, durante la floración, la humedad excesiva puede obstaculizar la abertura de las anteras y el transporte del polen por el viento y por los insectos.
La humedad relativa alta, junto a otras condiciones ambientales, posibilitan el desarrollo y propagación de enfermedades que afectan tanto a las plantas como a los animales.
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(2) EL VIENTO: PERJUICIOS Y BENEFICIOS
El viento es el aire en movimiento respecto a la superficie terrestre. Si la temperatura y presión atmosféricas fuesen uniformes en toda la Tierra, el aire se estaría quieto. La radiación solar y el movimiento de rotación de nuestro planeta, producen un desequilibrio en la atmósfera, haciendo que las masas de aire se pongan en movimiento.
El aire, como una masa que es, sufre la fuerza de atracción de la Tierra y ejerce un peso (presión) sobre la superficie de esta última. La diferencia de presiones en la atmósfera provoca el viento. Así pues, se ve que la propiedad más conspicua del aire, es su movilidad, que se manifiesta en los vientos.
El viento define el movimiento de las masas atmosféricas dándoles dirección y velocidad. La continuidad de la acción del viento, en dirección y velocidad, es el elemento que más afecta la forma de la vegetación.
El aire es un recurso natural renovable del que dependen el hombre, la flora y la fauna para su supervivencia.
Entre los principales beneficios y perjuicios ocasionados por los vientos a la cubierta vegetal, se pueden citar los siguientes:
Beneficios:
- Renovación del aire que favorece a las plantas.
- Transporte de polen, fecundación de flores y transporte de semillas de especies vegetales.
- Aumento de la dureza del tronco, de las ramas y logro de un mejor enraizamiento de las plantas.
- El viento, al renovar las capas de aire frío que hay junto al suelo, evita las heladas nocturnas de irradiación, como se presentan en los valles y mesetas interandinas. También sirven para barrer las nieblas que dificultan la visibilidad.
Perjuicios:
- Desecación y endurecimiento de los suelos después de las lluvias o riegos.
- Deformación de la copa de los árboles en zonas con vientos muy persistentes en una dirección.
- Los vientos violentos pueden arrancar hojas y flores, tronchar ramas y desenterrar árboles desde su raíz.
- Transporta semillas de hierbas no deseadas en un momento dado e insectos catalogados como dañinos (langostas, pulgones y mariposas), así como esporas de hongos y helechos.
- Los vientos persistentes y fuertes “roban” o transportan del suelo la capa de tierra fértil, produciendo la llamada “erosión eólica”. Otras veces el viento contribuye a invadir con arena, las tierras de cultivos (dunas) o con suelos improductivos que sepultan los suelos fértiles.
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Cuando el viento alcanza y supera una intensidad apreciable, crea dos tipos de efectos negativos:
Los efectos mecánicos.- Ocasionan daños en flores, frutos, ramas y hojas. Estos elementos pueden ser arrancados, batidos o golpeados por la intensidad del viento. Otro efecto mecánico se observa en plantaciones jóvenes en zonas de vientos dominantes. La inclinación del tronco y capa es deformada, quedando el árbol desequilibrado. En relación con las técnicas de cultivos, la presencia de viento dificulta la aplicación de tratamientos sanitarios y la distribución del riego por aspersión.
Los efectos fisiológicos.- En relación con la floración, el viento anula el vuelo de insectos y abejas, con lo cual la polinización se hace imposible.
Una de las causas importantes del llamado “golpe de sol” o “calor” es la existencia de vientos cálidos y secos. Otro efecto fisiológico es el aumento de la transpiración. El árbol pierde agua rápidamente y se deshidrata con la consiguiente desecación, defoliación y debilitamiento general. Si la plantación está cerca del mar, el problema es el viento salino, que provoca fitotoxicidad en los árboles, con lo que el desarrollo se reduce.
(2) LOS ROMPEVIENTOS
La principal defensa contra los efectos mecánicos de este factor climático son los cortavientos o barreras rompevientos. Estos, además, disminuyen la evapotranspiración ahorrando agua de riego. Su instalación ha de ser transversa a la dirección dominante, con la finalidad de filtrar el viento para reducir su velocidad. Los cortavientos pueden ser de dos clases:
Inertes.- Son aquellos formados por materiales no vivos, sean de obra o mallas de plástico.
Vivos.- Son aquellos formados por árboles generalmente de desarrollo vertical.
Las barreras cortavientos, tienen dos características principales, la combinación de las cuales determina la franja protegida:
Altura.- Su acción es más eficaz, de acuerdo a su elevación. Por ello, las más utilizadas son las barreras vivas, ya que las inertes rara vez llegan a superar los tres metros.
Permeabilidad.- Estudios experimentales han demostrado que son más eficaces los cortavientos semipermeables que los impermeables, ya que estos provocan la formación de remolinos detrás de ellos.
(2) INCONVENIENTES DE LOS ROMPEVIENTOS
Los inconvenientes de los rompevientos pueden resumirse en los siguientes:
- Pérdida de superficie agrícola útil. Esta se contrarresta utilizando especies de porte fusiforme y emplazándolas en caminos de servicios, acequias o lindes.
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- Competencia radicular de la barrera viva con los frutales, generalmente porque la barrera esta compuesta por especies rústicas.
- Sombreo de la barrera sobre la plantación. Naturalmente depende de la orientación de la barrera cortavientos.
- Aumento de las enfermedades criptogámicas debido a la mayor humedad ambiental, y de las plagas que se refugian en los cortavientos.
- Necesidad de la acción de la barrera durante los primeros años, cuando la barrera también es joven. Para ello se tendría que plantar la barrera años antes o colocar árboles de un tamaño determinado.
- Aumento del riesgo de heladas de irradiación en primavera, y de las temperaturas en verano.
Los vientos cálidos representan casos especiales. Cuando soplan, la colocación de barreras puede aumentar los daños. En el caso de los vientos salinos, la mejor barrera es la impermeable. Las especies como barreras cortavientos deben reunir una serie de características, tales como:
- Crecimiento rápido y vertical.
- Gran altura.
- Ser rústicas, robustas y de fácil adaptación.
- Tener un sistema radicular no invasor.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Exponga las cuatro funciones esenciales del agua en relación con los procesos vitales.
2. Exponga las tres consecuencias meteorológicas y climáticas del vapor de agua en la atmósfera.
3. Señale tres de los efectos más importantes, desde el punto de vista agrícola, del vapor de agua.
4. Defina el concepto de tensión de vapor.
5. Defina el término de evapotranspiración.
6. Defina el concepto de balance hídrico.
7. Explique el proceso de formación de la lluvia.
8. Señale las medidas agrotécnicas más importantes que deben llevarse a cabo en un suelo agrícola para conservar su humedad.
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CAPÍTULO VI
(1) MEDICIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE Y DEL SUELO
(2) INTRODUCCIÓN A LA MEDICIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE
Tanto el aire como el suelo tienen determinado estado térmico en cada momento y lugar. Este estado térmico o su magnitud, la temperatura, se pueden determinar con ayuda de diferentes instrumentos llamados comúnmente “termómetros”. Las partes fundamentales de un termómetro común son las siguientes: bulbo, tubo capilar, sustancia termométrica, escala y estuche protector de la escala.
Los termómetros pueden ser de diversos tipos atendiendo a la sustancia termométrica que se utilice. Los hay de sustancia líquida (mercurio, alcohol y otras), cuyo principio se basa en la dilatación de estos líquidos al recibir el calor. Esto mismo ocurre con los gases, por ejemplo en el termómetro de hidrógeno.
Los termómetros registradores son de materiales sólidos. En este caso se utiliza una placa bimetálica, formada, como su nombre lo indica, por dos metales que tienen dos coeficientes de dilatación, lo que hace que la placa se encorve bajo el efecto de la temperatura.
Otro tipo de termómetro es el eléctrico o termopar, que consta de dos placas metálicas o alambres enrollados que al estar en contacto y calentarse, generan una corriente eléctrica. Estos metales, son diferentes. Generalmente se utilizan las aleaciones de manganina y también cobre. También existen los termómetros de resistencia, los cuales se utilizan mayormente para medir la temperatura del suelo o profundidades.
En cuanto a las sustancias líquidas termométricas que se utilizan, el elemento más apropiado es el mercurio porque no se congela, ni entra en ebullición a las temperaturas atmosféricas comunes, ya que congela a los - 39° C y entra en ebullición a 357° C. Por ello, se emplea de 0° a 100° C, para temperatura ordinaria y máximas.
El alcohol, en cambio, congela a -117° C, pero hierve a los 97° C, por lo que se utiliza para temperaturas mínimas. El hidrógeno se utiliza para mediciones de alta precisión: colocado en recipiente de platino, congela a - 200° C) y bulle a 1800° C. El mercurio no moja el tubo capilar, mientras que el alcohol sí, por eso el menisco en el mercurio es convexo y en el alcohol es cóncavo. Los bulbos de los termómetros pueden tener diversas formas: esférica, cilíndrica, ovalada y otras.
(2) DESCRIPCIÓN Y OPERACIÓN DE LOS TERMÓMETROS
Las lecturas deberán tomarse diariamente a las 8:00 horas, siguiendo siempre una misma secuencia (orden), para evitar omisiones.
Termómetro de extremas o termómetro Six.- Es uno de los instrumentos más importantes de la estación meteorológica. Nos proporciona la temperatura
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máxima, la mínima, la temperatura ambiente (a la hora de la observación) y la temperatura media diaria.
Tanto la máxima como la mínima deben leerse siempre en el extremo inferior de los índices correspondientes, es decir, en el que se encuentra más cercano a la columna de mercurio. Una vez hechas las lecturas de la temperatura máxima y mínima, se prepara el termómetro para la observación próxima inmediata.
La preparación del termómetro Six, consiste en remover los índices hasta ponerlos en contacto con los extremos de la columna de mercurio, para lo cual se utiliza un imán auxiliar que acompaña a cada termómetro.
La temperatura ambiente es la que prevalece en el momento de la observación y puede leerse en cualquier extremo de la columna de mercurio, siempre y cuando ambas lecturas sean iguales. Sin embargo, puede suceder que exista una pequeña diferencia entre ambas lecturas (frecuente entre los termómetros Six), en cuyo caso deberá realizarse la lectura de la temperatura ambiente, en la rama de la mínima.
La instalación correcta del termómetro Six implica que la posición del conjunto se encuentre con una inclinación de 30° con respecto a la horizontal. Es importante que al realizar la lectura de los termómetros, la visual del observador sea perpendicular al termómetro, para evitar error de paralaje.
Por lo general, las mediciones de temperatura del aire abarcan las temperaturas intermedias y las extremas: máximas y mínimas. En dependencia de ellas se utilizará uno u otro termómetro.
Termómetro ordinario.- Se utiliza para medir las temperaturas intermedias en las observaciones regulares: cada tres horas. La sustancia termométrica es el mercurio (Figura 8).
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Figura 8. Termómetro ordinario.
Termómetro de máxima.- Se utiliza para leer la temperatura máxima que se ha observado en el intervalo de tiempo entre dos mediciones. Este termómetro debe estar colocado en posición horizontal (Figura 9).
Figura 9. Termómetro de máxima.
El hecho de marcar la temperatura máxima se debe a que el termómetro lleva en el bulbo, hacia el tubo capilar, una aguja de vidrio soldada a la pared interior en la parte central del primero.
Cuando aumenta la temperatura, el mercurio se dilata en el bulbo y pasa al tubo capilar fácilmente, ya que la fuerza de expansión es suficiente para vencer la resistencia de la constricción. Si la temperatura disminuye, el mercurio se contrae y tiende a regresar al bulbo, pero como las fuerzas operativas son débiles en la atracción molecular, no son capaces de superar la resistencia de la constricción, y la columna de mercurio se separa en el punto de la constricción y permanece en el tubo capilar, señalando de esta forma la temperatura máxima que se toma por el extremo distante de la columna de mercurio.
Termómetro de mínima.- Se utiliza para medir la temperatura mínima que ocurre en el intervalo entre dos observaciones. Se coloca en posición horizontal. El líquido que se utiliza en este caso es el alcohol que tiene un punto de congelación de - 117° C, mientras que el mercurio congela a - 39° C. Sumergida en el alcohol dentro del tubo capilar, va una pequeña aguja de vidrio oscuro que se mueve libremente a través del liquido (Figura 10).
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Figura 10. Termómetro de mínima.
Cuando la temperatura asciende, el alcohol pasa entre las paredes del capilar y la aguja, permaneciendo esta inmóvil; en cambio, si la temperatura desciende el alcohol arrastra consigo la aguja.
Al realizar la observación o lectura, se toma la posición del extremo de la aguja más alejado del tubo (más cercano del menisco del alcohol que marca la temperatura mínima). Cuando se instala el termómetro es necesario inclinarlo (con el bulbo hacia arriba) de forma que la aguja baje hasta chocar con el extremo más alejado del bulbo con el menisco o la superficie del alcohol.
Barómetro de mercurio.- Es un instrumento para medir la presión atmosférica. Está basado en el Bulbo de Torricelli. Consta de una pequeña cubeta y un tubo, ambos protegidos por una armadura metálica, la cual está grabada en milímetros y en milibares. Uno de los modelos más usados es el tipo fortín, en el que la cubeta es de vidrio y es posible ver la superficie libre del mercurio contenido en esta. Tiene un índice de marfil fijo a la armadura que se encuentra en la parte superior y dentro de la cubeta.
Al realizar la lectura barométrica, la superficie libre del mercurio debe ponerse en contacto con la punta del marfil, por medio de un tornillo inferior que permite subir o bajar el nivel del mercurio. La temperatura estándar de los barómetros de mercurio es de 0° C, y, para aplicar la corrección de temperatura, el barómetro está provisto de un termómetro fijo en su armadura. Para esta corrección (por temperatura), se utilizan tablas a las cuales se accede con los datos de temperatura y altura de la estación.
Barómetro aneroide.- Es un aparato constituido por una cápsula o caja metálica herméticamente cerrada, dentro de la cual se ha hecho el vacío (Figura 11). Las caras superior e inferior son circulares y corrugadas. Se mantienen separadas por
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un resorte. El aumento de la presión atmosférica produce un aplastamiento de la cápsula y la disminución produce una distensión de la misma. Estos ligeros aplastamientos y distensiones son transmitidos por un juego de palancas hasta la aguja indicadora de presión, que se mueve sobre un cuadrante graduado.
Figura 11.- Barómetro Aneroide.
Los barómetros aneroides son de uso común en expediciones a las montañas y sobre todo en la aviación, por su facilidad para transportarse. En estos casos, se emplean como altímetros, ya que constan de una escala móvil graduada en metros sobre el nivel del mar.
Debido a las posibles alteraciones por oxidación, acumulación de polvo y otros, los barómetros aneroides deben calibrarse periódicamente por patrones de mercurio, previamente corregidos por temperatura.
Termógrafo.- Se utiliza para obtener un registro continuo de temperaturas. Como receptor se utiliza una lámina bimetálica, que se encorva bajo el efecto del calor, ya que los dos metales que conforman la lámina tienen diferentes coeficientes de dilatación. Estos cambios de la lámina producidos al variar la temperatura ambiental se transmiten mediante un sistema de palanca a una plumilla con tinta. La plumilla inscribe los cambios en el termograma que va sujeto por un eje liso al tambor, girando junto con este mediante un mecanismo de reloj, que puede ser graduado por semana o diariamente. Consta, además, de un codo de desviación, un tornillo regulador y un botón marcador del tiempo.
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Psicrómetro de aspiración.- Es el conjunto de dos termómetros de mercurio (Figura 12), en el cual uno registra la temperatura ambiente (bulbo seco), y el otro está conectado a una mecha de gasa que se humedece antes de tomar la lectura (bulbo húmedo). Con la temperatura seca ( t ) y la temperatura húmeda (t´), se obtiene la diferencia entre ambas, con cuyo dato y t´ se accede a tablas psicrométricas para obtener la humedad relativa (HR).
Se conocen diversas tablas para este fin: en algunas, se debe acceder con t y t´ para obtener HR. Generalmente, las tablas están constituidas para HR en el nivel del mar, y es necesario corregirlas para otras altitudes, es decir, para presiones diferentes.
Figura 12. Psicrómetro portátil de aspiración.
(2) INSTALACIONES PARA MEDIR LA TEMPERATURA DEL AIRE
La temperatura del aire se mide a la sombra, de ahí que los termómetros sean colocados en una caseta meteorológica, con paredes de persianas dobles que permiten la aireación de los instrumentos por las corrientes de aire continuas y suaves. La caseta agrometeorológica (Figura 13) se coloca sobre una base de hierro o de madera, de forma que los bulbos de los termómetros queden a la altura de dos metros sobre el suelo, con las puertas de la caseta orientadas hacia el norte. En el interior de las casetas se colocan los termómetros ordinarios o de
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bulbo seco y de bulbo húmedo en posición vertical. Los termómetros de máxima y mínima se conservan en posición horizontal y el de máxima, con cierta inclinación del bulbo hacia abajo.
Desde el punto de vista agrometeorológico, esta instalación no es la más adecuada, ya que generalmente las plantas y árboles son de tamaño menor a dos metros, y, por tanto, las lecturas obtenidas no corresponden a su verdadero ambiente. Otra desventaja son las exageradas dimensiones de la caseta que no permiten situarla entre las plantas, pues estas se dañarían.
Figura 13. - Caseta agrometeorológica.
Para hacer una lectura correcta del termómetro, es necesario observar el extremo de la columna termométrica y relacionarlo con la escala. Hay que situarse lo más alejado posible del termómetro, sin comprometer la posición de la lectura para evitar que el calor del cuerpo afecte el instrumento. Cuando se realice esta observación, la línea visual debe ser normal (perpendicular) a la columna de mercurio (o alcohol), a fin de evitar errores que puedan ser de importancia.
(2) INSTRUMENTOS PARA MEDIR LA TEMPERATURA EN LA SUPERFICIE DEL SUELO
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Los termómetros ordinarios de máxima y de mínima que se utilizan para medir la temperatura de la superficie del suelo son los mismos que se colocan en la caseta meteorológica para medir la temperatura del aire. Estos termómetros se colocan en la superficie del suelo en posición horizontal, ligeramente enterrados hasta la mitad en toda su longitud. Los bulbos deben estar orientados hacia el oeste y en el siguiente orden de norte a sur: primero, el ordinario; en el centro, el de mínima, y luego, el de máxima, con una distancia de 5 a 6 cm entre estos.
El termómetro móvil.- Este termómetro se utiliza para medir la temperatura del suelo a pequeñas profundidades. Está encerrado en un tubo que tiene una ventanilla pequeña por la que se puede observar la escala termométrica. La cubierta térmica es una pieza de cobre puntiaguda de 1 cm de largo, llena de granallas de cobre, entre las cuales se observa el bulbo. Si el cuerpo del termómetro es de metal, debe tener una protección de ebonita, plástico u otro material aislante entre el tubo y la pieza final que contiene el bulbo. En el tubo están marcadas las divisiones en cm para poder introducir el termómetro hasta la profundidad deseada y realizar la lectura fácilmente. Existe otro tipo de termómetro móvil para medir la temperatura del suelo a profundidades mayores a los 20 cm.
El termómetro estacionario de tubo curvo.- Se utiliza en mediciones estacionarias de la temperatura del suelo hasta una profundidad de 20 cm. El termómetro de tubo curvo (Figura 14), se diferencia de los demás al tener encorvado el extremo del tubo, donde va el bulbo. Esto lo mantiene en un ángulo obtuso en relación con la escala. Para instalar este termómetro a la profundidad deseada se cava el suelo, se perfora la pared vertical a la profundidad deseada para introducir el bulbo, se cubre de tierra y, con dos varillas, se sujeta el vástago del termómetro que permanece inclinado.
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Figura 14. Termómetro de tubo curvo.
La desventaja de este método es que requiere remover la tierra, lo que provoca cambios en la densidad, estructuras y características térmicas. La instalación fija de estos termómetros se muestra en la figura. 15.
Figura 15. Emplazamiento de los termómetros de tubo curvo en el suelo.
El termómetro sonda AM - 6. - Se utiliza para medir la temperatura del suelo a pequeñas profundidades (en la capa laborable del suelo).
Consiste en un termómetro de tolueno (Figura 16), introducido en una armadura metálica con la punta afilada, en la cual se encuentra el bulbo. En la armadura se
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han marcado divisiones cada cm para poder determinar la profundidad de la medición. La división 0 se encuentra en la punta metálica en el nivel del bulbo del termómetro. La parte superior de la armadura muestra una ranura a través de la cual se observa la escala. El valor de la división de una escala es de 1° C. Para realizar la medición, se entierra el termómetro en posición vertical en el lugar escogido para la observación y se realiza la lectura en la escala que se ve a través de la ranura.
El termómetro debe mantenerse durante 5 minutos en cada profundidad donde se esté realizando la medición, y la medición se completará sin retirar el termómetro del suelo.
Figura 16. Termómetro de Sonda AM-6.
El pluviógrafo.- Este aparato registra la precipitación pluvial total y la intensidad de la precipitación en mm por unidad de tiempo. Consta de un embudo receptor en su parte superior que desemboca en un cilindro medidor que transmite, mediante
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un flotador y un sistema de palancas, el nivel que alcanza el agua precipitada y se registra en una banda de papel. Al alcanzar 10 mm registrados, por medio de un sifón se vacía al recipiente para iniciar nuevamente el registro a partir de cero milímetros. El pluviógrafo nos brinda los siguientes datos, referentes a la lluvia:
a). - Hora de comienzo.
b). - Forma de lluvia (intermitente o continua).
c). - Cantidad.
d). - Duración.
e). - Intensidad.
Figura 17. El pluviógrafo y sus diferentes partes.
La veleta.- Sirve para medir la dirección del viento y se coloca a 4 m de altura del suelo sobre un mástil. Posee una rosa de los vientos (puntos cardinales) y una flecha cuya punta se mueve indicando hacia la dirección de donde sopla el viento. En forma vertical tiene graduaciones y una lámina sensible al impulso del viento para indicar en forma aproximada la velocidad de este. Al instalarla se orienta
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hacia el norte, se sujeta fuertemente su mástil y se nivela en sentido vertical. El mantenimiento consiste en vigilar que este nivelada, lubricada y bien orientada.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Indique las características de cada uno de los termómetros que se describen en el texto.
2. Explique qué funciones cumplen, qué unidad de medición emplean y para qué sirven la veleta y el pluviógrafo.
3. ¿Cuáles son las características principales del barómetro aneroide y del barómetro de mercurio?
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CAPÍTULO VII
(1) LAS PRECIPITACIONES: LA LLUVIA, EL ROCIO, LA NIEBLA Y LAS NUBES
(2) INTRODUCCIÓN: TEORÍAS SOBRE LA PRECIPITACIÓN
Numerosos autores escribieron y propusieron teorías en torno al origen y desarrollo de la precipitación. En un muy breve resumen, podemos citar los siguientes procesos con la formación de “gotas precipitadas” en las nubes.
1. Hasta la segunda guerra mundial aproximadamente, tenía mucha importancia la teoría de las diferencias de gradiente entre la presión de vapor de las gotitas de agua (mayor) y la presión de vapor de la superficie de los cristalitos de hielo (menor). Agrupando estos conceptos, tal teoría puede definirse como de “Bergeron-Findeisen”, también llamada “teoría de la congelación”.
Puede admitirse que para una temperatura dada y en ciertas condiciones, la presión de vapor de las gotitas de agua se encuentra en equilibrio con respecto a los cristalitos de hielo, aún estando ambas fases juntas (a 0° C por ejemplo). Pero en una nube sobre enfriada, la presión de vapor de las gotitas de agua será mayor que la de los núcleos de hielo, y el vapor tenderá a “fijarse” sobre estos cristalitos de hielo, los cuales crecerán y estarán sujetos a la acción de la gravedad por una parte, y a las corrientes verticales ascendentes, por la otra. Así, pueden crecer considerablemente y formar cristales grandes, cayendo finalmente como “gota” grande de agua o como granizo, según hacia donde se derive el proceso.
2. Posteriormente, se comprobó la presencia de otro gradiente de vapor que se diferencia entre las gotas de agua con mayores temperaturas y las más frías; el gradiente se produce desde las primeras a las segundas.
3. Otro proceso también admitido se basa en el gradiente según el tamaño, teniendo en cuenta la presión de vapor entre las gotas más grandes y las más pequeñas. Estas, por esa circunstancia tienen una mayor presión y tienden a disminuir, engrosando las gotas más grandes. Este proceso es importante en las latitudes tropicales, donde es dable favorecer la precipitación, “regando” la nube a modo de mecanismo de gatillo.
4. La teoría de Bowen y Ludlam, de mediados del siglo pasado y conocida como la “teoría de la coalescencia”, plantea que la gota de agua mayor, que tiende a caer al principio y cada vez más ligeramente con un movimiento uniformemente acelerado, encuentra en el aire un medio “viscoso” que va contrarrestando la aceleración hasta lograr equilibrar y uniformar la velocidad de la caída, la cual es determinada por el diámetro de la gota.
Según esta teoría, la diferencia en la velocidad de caída de las gotas de agua, se produce por razones de tamaño: en el vacío, sería uniformemente acelerada, pero en el aire (medio viscoso), el roce equivale a una fuerza opuesta, hasta llegar a adquirir una velocidad constante.
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5. Finalmente, se ha formulado otra teoría que plantea que las fuerzas electrostáticas presentes, unas positivas ( + ) y otras negativas ( - ), accionan entre sí y constituyen un posible factor de crecimiento por atracción de fuerzas opuestas.
(2) LAS PRECIPITACIONES
Cuando la condensación rebasa cierto valor y las partículas de agua en estado líquido o sólido alcanzan el peso requerido para vencer la fuerza de resistencia del aire y de sus movimientos verticales, estas caen hacia la superficie terrestre atraídas por la fuerza de gravedad. Se denomina “precipitación atmosférica” a esta agua en estado líquido o sólido que proviene del vapor condensado en la atmósfera y que desciende hacia la superficie de la Tierra y de las plantas.
Existen diversas causas que provocan las precipitaciones sobre la superficie de la Tierra. El relieve geográfico es uno de los factores más conocidos, que produce las denominadas “precipitaciones orográficas” en zonas montañosas. Otra causa es la presencia de determinada barrera orográfica que ocasiona la elevación mecánica de las masas de aire, que tienden a su respectiva saturación.
En regiones llanas, en cambio, son frecuentes las precipitaciones ciclónicas que se producen por elevación convergente de masas de aire en centros de baja presión o centros ciclónicos.
Las precipitaciones convectivas se originan cuando una masa de aire cálido, más ligera que el aire que la rodea, se eleva en forma de columna dentro de una gran masa de aire frío.
Como hemos indicado, las precipitaciones pueden ser sólidas o líquidas. Las precipitaciones sólidas son de varios tipos: nieve, cellisca, escarcha y granizo, los cuales carecen de importancia. Las precipitaciones líquidas, que en general se conocen como lluvia, presentan varias subclasificaciones, atendiendo a la intensidad, duración, tamaño de la gota y velocidad de caída. Pueden ser precipitación pluvial o lluvia propiamente dicha, aguacero o llovizna.
La lluvia se caracteriza por precipitaciones algo duraderas, con gotas de 0.1 a 3,5 mm de radio y con una velocidad de caída de las gotas mayores de 8 m/s.
El aguacero se distingue de la lluvia por su gran intensidad y poca duración. Es una lluvia torrencial, que produce una lámina de agua de 1 mm o más por minuto. Cae generalmente sobre un área pequeña y, generalmente va acompañado de vientos fuertes que pueden causar daños a la agricultura y a toda clase de vegetación.
(2) EL MECANISMO DE FORMACIÓN DE LA LLUVIA
Para que la lluvia se produzca es imprescindible que las gotas alcancen un tamaño y un peso suficientes para vencer la resistencia del aire y precipitarse hasta la superficie terrestre. El simple mecanismo de la condensación atmosférica
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no es capaz de formar gotas que reúnan esos requisitos. Por esta razón, es de esperar que en el agrandamiento de las gotas que conforman una nube intervengan procesos más complicados.
Varias son las teorías que han tratado de explicar el mecanismo mediante el cual las gotas de agua alcanzan el tamaño adecuado para precipitarse. Una de estas teorías supone el aumento de tamaño por la unión de gotas más pequeñas de distinta carga eléctrica. Esta formulación es rechazada, ya que en las nubes las distancias entre las gotas de agua son demasiado grandes y las diferencias entre las cargas demasiado pequeñas.
Otra teoría, que sugiere que las gotas grandes podrían crecer aún más a expensas de las más pequeñas, también ha sido rechazada, pues en las nubes el tamaño de las partículas es bastante uniforme y varía solo entre 10 y 15 mm de radio. Pocas gotas son las que presentan radio superior a 40 mm. También existe la teoría de que la turbulencia atmosférica provocaría la mezcla de las nubes más calientes con nubes más frías. Esto podría ocasionar que las gotas de agua de las primeras se evaporaran y pasaran a engrosar las gotas de las nubes más frías. La contradicción se demuestra por el hecho de que la temperatura de las gotas pequeñas de agua en las nubes es demasiado baja para que se produzca este fenómeno.
(2) LA LLUVIA
Las nubes están constituidas por gotitas de agua de muy pequeño diámetro, de 0,01 mm, por termino medio.
Dada la gran superficie de contacto con el aire, considerada la pequeñez de las gotas, estas caen muy lentamente por efecto del rozamiento con el aire y, en consecuencia, de la resistencia que aquel opone.
Por lo general, las mismas, en su movimiento descendente encuentran capas de aire más seco y caluroso, lo que hace que se evaporen antes de llegar al suelo.
Bajo ciertas condiciones, varias gotitas pueden reunirse y formar una gota suficientemente voluminosa, que mide por lo general, entre algo menos de 1mm y algo más de 2 mm de diámetro. En este caso, la velocidad de caída es grande, y la gota puede llegar al suelo: es el fenómeno de la lluvia.
La cantidad de lluvia se expresa por la altura de la capa de agua que forma sobre un suelo completamente horizontal e impermeable, suponiendo que sobre dicha capa no se produzca ninguna evaporación.
Es necesario tener en cuenta que una lluvia de 1 mm precipita 1 litro por metro cuadrado, o sea, 10 metros cúbicos de agua por hectárea.
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(2) COMPOSICIÓN DEL AGUA DE LLUVIA.-
El agua de lluvia no es absolutamente pura. Cuando se inicia una precipitación, las primeras gotas arrastran el polvo atmosférico y microorganismos que encuentran, cargándose así de impurezas.
Ello explica las causas de ciertas lluvias particulares, como las conocidas por “lluvias azufradas”; en estas, las impurezas son granos de polen que las gotas al caer encuentran en gran cantidad.
Pero además de estas impurezas, constituidas por el polvo atmosférico y microorganismos, el agua de lluvia generalmente lleva en solución dos gases existentes en la atmósfera, el amoniaco y el ácido nítrico que, al reaccionar, producen nitrato de amonio.
El amoniaco en la atmósfera se produce por la putrefacción de materia orgánica nitrogenada. También es originado por ciertas industrias y otros factores. El ácido nítrico se origina cuando se combinan el nitrógeno y el oxígeno de la atmósfera en presencia de agua.
La producción de ácido nítrico está determinada por el efecto de las descargas eléctricas durante las tormentas, pero en parte, debe ser atribuida a la acción de los rayos ultravioletas de la luz solar. La cantidad del nitrógeno total que aporta al suelo el agua de lluvia no es despreciable.
(2) EL BALANCE HÍDRICO
El conocimiento de los milímetros anuales de precipitación que se registran en una zona no permite aseverar si esta es seca, subhúmeda o húmeda. Es necesario realizar una suma algebraica de las entradas y salidas de agua del suelo, es decir, un balance hídrico.
El ingreso y el gasto de agua en el suelo constituyen elementos esenciales del balance hídrico del suelo. Como promedio, la formación de reserva será igual a cero si no hay aumento o gasto progresivo de la humedad del suelo.
El componente principal de ingreso del balance hídrico son las precipitaciones atmosféricas y el abastecimiento subterráneo. Las aguas subterráneas tienen una gran importancia para el desarrollo de las plantas, pues contribuyen al régimen hídrico del suelo.
Si la cantidad de agua eliminada por la transpiración y la evaporación desde el suelo sobrepasa a la cantidad de agua producto de las precipitaciones atmosféricas, el déficit de agua se repone con las aguas subterráneas si se encuentran a poca profundidad. Esta ayuda, a través de los “capilares” alcanza la zona del suelo. Este tipo de régimen hídrico del suelo se denomina “exudación”. De hecho, en este tipo de régimen hídrico, el agua del suelo se encuentra en forma capilar.
El régimen de exudado frecuentemente es la causa de la elevada salinidad de la solución del suelo ya que las sales que contiene el agua subterránea, al
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evaporarse el agua, quedan en la solución del suelo con lo cual se aumenta su concentración.
Cuando hay agua suficiente o excesiva producida por las precipitaciones atmosféricas, el suelo y las capas profundas se saturan hasta el nivel del agua subterránea, y una parte del agua drena hasta el agua subterránea. Este régimen hídrico se denomina “el lavado”. Bajo este régimen, la cantidad de agua producto de las precipitaciones sobrepasa la suma del gasto de agua en la transpiración y la evaporación desde la superficie del suelo.
En las regiones en las que el nivel hidrostático o límite superior del agua está muy profundo, el agua de las precipitaciones atmosféricas no satura la zona de aeración (espacio desde el nivel hidrostático hasta la superficie del suelo) y no hay relación entre el agua que llega desde arriba y el agua subterránea. El régimen hídrico en este tipo se denomina de “no lavado”. En el balance hídrico durante el régimen de no lavado, las magnitudes de abastecimiento subterráneo y del desagüe son iguales a cero.
Otros componentes importantes del balance hídrico son el consumo de agua en la transpiración, la evaporación desde la superficie del suelo y el desagüe superficial. La evaporación desde la superficie del suelo es una de las fases fundamentales del ciclo del agua en la naturaleza. La evaporación requiere gran cantidad de calor; por ese motivo es el factor principal del intercambio térmico, que ejerce influencia sobre los regímenes hídrico y térmico del suelo y de la capa de aire adyacente al suelo.
El efectuar la suma, las entradas de agua al suelo se consideran con signo positivo y las salidas con signo negativo.
Tienen signo positivo las precipitaciones ( P ) y el agua de escurrimiento que llega desde las partes más elevadas del terreno ( S1 ).
Poseen signo negativo la evapotranspiración ( E ), el agua que se pierde por escurrimiento hacia las partes más bajas del terreno ( S2 ) y el exceso de agua del suelo que percola ( D ).
En resumen, el balance hídrico ( BH ) sería:
BH = P + S1 – E – S2 - D
Los valores de P, E, etc, pueden ser diarios, semanales o mensuales, con cuyo conocimiento se obtiene la variación de la humedad del suelo en un período dado de tiempo.
La determinación del balance hídrico tiene su aplicación en estudios de disponibilidades hídricas regionales, aprovechando el agua edáfica en los períodos más convenientes, ubicación de cultivos según sus exigencias hídricas, momento oportuno de riego y otros.
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(2) EL ROCÍO
El rocío, depósito de gotitas de agua sobre el césped, vegetación baja y determinados objetos, es frecuente observarlo en las mañanas posteriores a las noches de calma y despejadas. El rocío se forma cuando el aire que rodea a la planta se enfría hasta llegar hasta su punto de rocío.
El rocío no se produce cuando el cielo está nublado, ni cuando el cielo sopla a velocidades apreciables. La calma favorece su formación, la superficie de una planta se enfriará más intensamente cuanto más expuesta esté a la intemperie, (enfriamiento por irradiación) y, en consecuencia, se recubrirá de una mayor cantidad de rocío. Esto explica por qué bajo condiciones iguales, el césped expuesto al aire libre se cubre de rocío, mientras que el que está bajo una arboleda está libre de él. Además del aire frío, se requiere una adecuada densidad del mismo: aire frío y poco denso no permitirá la formación de rocío, como puede suceder en las copas de los árboles. Medir el agua que produce el rocío es muy difícil, ya que su cantidad depende de las características de los cuerpos sobre los cuales se forma.
Cuando el balance térmico de la superficie terrestre es negativo, esta se enfría, y a la vez enfría el aire cercano a ella. Si la temperatura desciende por debajo del punto de rocío, el vapor de agua de la atmósfera cercana a la superficie terrestre se condensa y se deposita sobre los objetos (hojas de las plantas, suelo, alambre de las cercas y de tendidos eléctricos y telefónicos, etc.). Estas gotas de agua, depositadas sobre tales objetos, que se observan muchas veces al amanecer, se conocen como rocío. El rocío se forma principalmente sobre las hojas de las plantas y, en general, sobre aquellas superficies que irradian gran cantidad de calor, es decir, las que más se enfrían.
La formación del rocío está afectada por muchos factores. Entre ellos se encuentran el balance de radiación solar, los valores de la humedad y de la temperatura alcanzados por el aire, la velocidad del viento y las formas y las propiedades térmicas de la superficie radiante.
La cantidad de agua precipitada producto del rocío es insignificante en comparación con la aportada por la lluvia. Sólo se precipitan anualmente de 30 a 40 mm de rocío. No obstante, no deja de tener importancia agrícola. En primer lugar, el calor latente de vaporización que se desprende al formarse al rocío, atenúa el enfriamiento del aire. El aire se enfriaría más intensamente sin la formación del rocío.
El rocío es una fuente de suministro de agua en las plantas; su importancia es considerable, particularmente en los períodos de sequía y en las áreas con precipitaciones bajas. Se plantea que algunas plantas utilizan directamente el agua del rocío. Además, la presencia de este sobre el follaje de la vegetación, reduce, por lo menos durante las primeras horas de la mañana, las pérdidas de agua por transpiración vegetal. Esto puede observarse en aquellas plantas que durante el día presentan una marchitez marcada y aparecen con turgencia normal al amanecer.
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(2) MEDICIÓN DEL ROCÍO: EL ROCIÓMETRO
La organización mundial climatológica aceptó oficialmente el rociómetro de Duvdevani, que consta de un soporte metálico para sostener unas tablillas de dimensiones conocidas, colocadas a diferentes alturas y recubiertas con un barniz rojo especial. El rocío se deposita sobre estas, y su valor cuantitativo se determina con un patrón fotografiado previamente elaborado. Las tablillas se colocan al atardecer y se retiran para ser evaluadas al amanecer. El valor del rocío se expresa por el espesor del agua acumulada ( mm ). Este instrumento también recibe el nombre de “drosómetro”.
Influencia del rocío sobre la vegetación.- Mucho se ha escrito sobre la influencia del rocío sobre los vegetales, pero la utilidad que el rocío presta resulta ser diferente según el vegetal que se considere; por esta razón, es necesario distinguir los siguientes casos:
a).- Vegetales inferiores (algas, líquenes, musgos, etc.) que viven sobre rocas, postes, troncos de árboles, y otros, aprovechan perfectamente el agua de rocío.
b).- Vegetales inferiores (bacterias, hongos, etc.) parásitos. Muchos de ellos en su desarrollo vegetal, son favorecidos por la presencia del rocío, como ocurre con la “plasmopora vitícola”, hongo que provoca en la vid la enfermedad conocida como “mildiu”.
c).- Vegetales superiores o epífitas (bromeliáceas, orquidáceas, etc.). Existen especies que por estar dotadas de dispositivos muy especializados, aprovechan perfectamente el agua de rocío.
d).- Vegetales superiores, (árboles y arbustos) muy bien adaptados a las regiones áridas y semiáridas, han demostrado capacidad de absorber el rocío.
e).- Plantas comunes de nuestros cultivos, sometidas a condiciones experimentales muy particulares, demuestran ser capaces de absorber agua por las hojas. Tal es el caso de la planta del tomate cuando es colocado en una atmósfera saturada de humedad. Sin embargo, bajo las condiciones que predominan en la naturaleza, la cantidad de agua que absorbe por dicho conducto es muy pequeña y, en consecuencia, la influencia del rocío parece ser ciertamente débil.
El espolvoreo del insecticida es recomendable efectuarlo cuando las plantas se hallan recubiertas por un leve rocío, pues así se adhieren mejor a las mismas. En épocas de sequía, el agua suministrada por el rocío puede permitir la supervivencia de algunas especies vegetales. Ejemplares de pinos ponderosa, por ejemplo, colocados en suelos secos, sobrevivían más tiempo, si por las noches se pulverizaba con agua el follaje, simulando el depósito del rocío.
(2) LA NIEBLA
Al igual que el rocío, la niebla es una condensación que se produce en las capas cercanas a la superficie terrestre, por debajo de 1 km de altura, reduciendo la visibilidad entre dos puntos en el espacio. A diferencia del rocío, la niebla está
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constituida por pequeñas gotas de agua que flotan en el seno del aire, sin precipitarse sobre los objetos. La niebla se caracteriza por ser muy fugaz, ya que con la salida del sol desaparece rápidamente debido a que vuelve a evaporarse. La niebla, además de gotas de agua en estado líquido, en general también contiene pequeños cristales de hielo, pero en nuestras condiciones climáticas, esto no ocurre. Algunos autores consideran a la niebla como una nube baja.
La importancia agrícola de la niebla es la misma que la del rocío, aunque menos pronunciada por ser más fugaz. Constituye una termorregulación de la atmósfera; puede ser absorbida directamente por algunas plantas y disminuye la transpiración en las primeras horas de la mañana.
(2) EL GRANIZO Y LA ESCARCHA
El granizo cae cuando hay tempestad y, por regla general, viene acompañado con chubascos. Generalmente el granizo tiene una forma redondeada. Su diámetro oscila entre 5 mm y de 15 a 20 cm, pero en la mayoría de los casos no sobrepasa los 1,5 a 2,0 cm. La estructura de los granos es heterogénea: la capa transparente del hielo se alterna con capas turbias. A veces dentro de los granos se encuentra polvo de insectos. Los granos muy gruesos habitualmente se componen de otros más pequeños.
Los granizos son granos de hielo que pueden tener mucho aire ocluido, o bien son acumulaciones concéntricas de hielo. El daño causado por el granizo se conoce inmediatamente, pues las hojas aparecen fragmentadas y cuelgan en jirones. Las plantas pequeñas se quiebran con facilidad y en casos extremos ocurre lo mismo con plantas de gran tamaño. Si en el punto de crecimiento las plantas no sufren daños, estas se recuperan. En el maíz por ejemplo, para decidir si se debe volver a sembrar lo dañado por el granizo, debe considerarse el estado de crecimiento y el estado de las hojas.
El granizo grueso y fuerte puede a veces exterminar los cultivos y causar daño a los frutales. Se han registrado casos de muerte y mutilación de animales a causa del granizo.
La escarcha se produce cuando el granizo se congela, por haberse depositado sobre superficies con temperaturas igual o inferior a 0° C. Si la tensión de vapor es muy baja (inferior a 4,6 mm de mercurio), el vapor de agua se congela sin pasar por estado líquido (rocío). Este es el caso más frecuente en países alejados del Ecuador.
Los órganos de las plantas o la planta en su totalidad mueren cuando son sometidos a la acción del frío intenso y prolongado. El perjuicio es más grave en suelos orgánicos, porque el calor específico del suelo en un momento dado es menor que en un suelo con más contenidos de minerales. El peligro de ocurrencia de escarcha es mayor en las áreas de bajo nivel, como son las llanuras y las ollas topográficas en las laderas, donde el aire frío, por ser más denso, se acumula. Esta escarcha produce efectos dañinos de carácter físico, como la quema de las hojas y yemas terminales; puede dañar también flores y frutos. Cuando las plantas
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se secan, se nota en ellas zonas oscuras impregnadas con agua. Uno de los métodos más comunes para la prevención de la escarcha consiste en el uso de quemadores, así como también quemar rastrojos o basura para calentar el aire frío en contacto con el suelo.
(2) LAS NUBES
El conocimiento de las nubes es de gran importancia, ya que suministra datos acerca del estado de la atmósfera y sobre los cambios que se preparan en ella. Todas las nubes, sin excepción, son producidas por enfriamiento en el aire que contiene vapor de agua. Entre niebla y nubes no existe diferencia especial. La primera está en contacto directo con la superficie de la tierra y las últimas se encuentran en determinadas alturas.
Además, algunas nubes están formadas por gotitas de agua y otras, por partículas de hielo, según la altura a la que estén suspendidas. Las gotas se mantienen en suspensión en la atmósfera mientras su peso no exceda la resistencia que le opone el aire. De lo contrario se precipitan a la tierra, en forma de lluvia, granizo o nieve.
Las nubes son un conjunto de partículas minúsculas de agua, hielo o de los dos simultáneamente, en el aire. Las nubes no son vapor de agua transparente sino partículas en suspensión.
Otra consecuencia de la condensación atmosférica es la formación de nubes. En general, se clasifica como nube aquella forma cuya base no está en contacto con la superficie terrestre. De estarlo, se considera niebla.
Las nubes aparecen cuando el aire se enfría por debajo de su punto de rocío, y se produce la condensación. Normalmente este proceso empieza cuando una zona cálida de la superficie terrestre calienta el aire adyacente, por radiación, y crea una gran burbuja de aire cálido que permanece en el suelo.
Hay varios grados de observaciones meteorológicas en la atmósfera (vientos y nubes) sin aparatos. El primer grado de observación corresponde a aquellas que pueden efectuarse sin aparatos, es decir, utilizando únicamente los sentidos corporales.
(2) CARACTERÍSTICAS, SUBDIVISIÓN Y CLASIFICACIÓN DE LAS NUBES
Para estudiar las nubes, es necesario clasificarlas. El sistema adoptado internacionalmente, para este objetivo, considera dos aspectos fundamentales: según la altura en que se encuentra la parte inferior de la nube, y según su forma general, estructura y extensión vertical. En el siguiente cuadro se demuestran detalles más específicos:
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Figura 18. Clasificación internacional de las nubes.
TIPO GRUPO ALTURA DE LA SUP. GÉNEROS SÍMBOLO
(km)
I Nubes Más de 6 km Cirrus Ci
I Altas Más de 6 km Cirrocúmulos Cc
Cirroestratos Cs
II Nubes 2 a 6 km Altocúmulos Ac
II Medias. 2 a 6 km Altoestratos As
III Nubes bajas Menos de 2 km Estratos St
III Nubes bajas. Menos de 2 km Estratocúmulos. Sc
Nimboestratos. Ns
IV Nubes de 0,5 a 1,5 km Cúmulos. Cu
desarrollo vert. 0,2 a 1,5 km Cúmulonimbos. Cb
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Figura 19. Distintas clases y formas de nubes en la atmósfera.
Las nubes nacaradas o de madreperla, con altitudes entre 19 y 29 km, y las nubes noctilucentes, con altitudes entre 51 y 56 km son muy delgadas y pueden verse sólo entre el ocaso y al amanecer.
Tipos de nubes
CIRROS
Están formados por cristales de hielo,
8000-10000 m Separados en forma de filamentos blancos Cirrostratos
de aspecto fibroso y plumoso, con ganchos
(como cabellera)
ALTOCÚMULOS
En su mayoría están constituidos por gotitas
de agua que pueden originar cristales de hielo.
4000 – 7000 m Se componen de elementos en forma de losa. Cirrocúmulos
Forman globos y mechones blancos parecidos
al algodón.
ESTRATOS
Están constituidos por gotitas muy pequeñas de
agua. La base de estas nubes es muy uniforme, Nimboestratos
2000 – 4000 m pueden dar origen a nieblas. Son nubes desde Estratocúmulos
las que casi siempre llueve o nieva
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CÚMULO - NIMBUS
Son nubes muy densas, de contorno muy bien
definido, que se desarrollan verticalmente, que
dan origen a lluvias considerables, en muchos
casos en forma de chubascos. Tienen forma de
cúpula o de madeja de lana. Se suelen ver
durante el medio y al final del día.
De la nubosidad se evalúan los aspectos siguientes:
a).- Nubosidad Total.- Se refiere a la proporción de la bóveda celeste correspondiente al lugar cubierto de nubes. Un cielo cubierto completamente de nubes corresponderá a una nubosidad de 8 octavos o 10 décimos, según la escala que se utilice. Si el cielo está completamente despejado se le asigna el valor de cero. La escala más usada actualmente es la de octavos.
b).- Nubosidad parcial.- Sigue el mismo criterio de evaluación, pero desglosado por tipo de nubes.
c).- La dirección.- Define los puntos cardinales del sentido del movimiento de las nubes. Para la evaluación de estas variables de la nubosidad, el observador se auxilia del nefoscopio. Se trata de una superficie reflectora, pero de color oscuro, que permite observar las nubes sin necesidad de mirar hacia el cielo ni sufrir las molestias que pudiera provocar el sol.
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Las nubes altas del género de los cirros (Figura 20) están formadas por cristales de los hielos que les dan un aspecto general filamentoso. Las nubes estratiformes (Figura 21) están formadas por capas superpuestas, mientras que los cúmulos (Figura 22), tienen un aspecto apelotonado y presentan generalmente un desarrollo vertical progresivo. Con el uso de los prefijos alto, para las nubes que se forman en mediana altura, y nimbo (Figura 23), para las nubes bajas de espesor considerable, se completa el cuadro de clasificación de las nubes. Las características de cada uno de los géneros así formados están dadas por el significado de cada término que los compone.
De las formas descritas de condensación, las nubes son las que tienen mayor importancia agronómica, ya que constituyen la fuente que provee el agua de las precipitaciones atmosféricas. Además, las nubes determinan un factor climático de mayor importancia al interceptar el paso de la radiación solar, reduciendo notablemente su intensidad, su período y la estructura de su espectro. También son el componente más importante del invernadero natural que modifica las condiciones de humedad y temperatura de la atmósfera.
(2) EL AGUA Y SU SIGNIFICADO PARA LAS PLANTAS Y LOS ANIMALES
El agua desempeña un papel importantísimo en la vida de las plantas y los animales.
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Como material constituyente del protoplasma celular, el agua puede formar parte hasta del 90 % o más del cuerpo de las plantas y de los animales. El agua es un reactivo fundamental para la fotosíntesis y los procesos hidrolíticos. Las plantas sólo pueden absorber las sustancias nutritivas del suelo en solución acuosa.
El agua actúa como vehículo idóneo para el transporte o circulación por el interior de los organismos. En el interior de los tallos de las plantas las sustancias minerales son transportadas en sentido ascendente, por las corrientes determinadas por la transpiración.
En los animales, a pesar de que la mayoría toma alimentos sólidos, los materiales deben ser disueltos antes de ser absorbidos por la sangre y los tejidos. El agua es el principal constituyente de los fluidos circulatorios,
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Indique las diferencias existentes entre los tres tipos de condensación del vapor de agua.
2. Explique el proceso de formación del rocío.
3. Especifique en qué casos la influencia del rocío es beneficiosa y en qué casos es perjudicial según se trate de vegetales superiores o inferiores.
4. Haga la discriminación entre granizo y escarcha.
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CAPÍTULO VIII
(1) EL VIENTO
(2) EL VIENTO: GENERALIDADES
Aunque los vientos y las variaciones de presión en el aire no ejercen un efecto ecológico directo tan importante como la humedad y la temperatura, influyen indirectamente, de manera bien acusada, sobre el clima.
El viento constituye uno de los factores climáticos que afectan el desarrollo de las plantas, la propagación de semillas, esporas, y otros. Efectúa la polinización de las plantas anemófilas, para lo cual es importante considerar su dirección al tiempo que se desprende el polen. Tanto el polen como las semillas pueden ser llevados a grandes distancias del punto de origen. Los vientos fuertes interfieren con las actividades de los insectos durante la polinización.
Generalidades. La inclinación del eje de rotación de la Tierra y sus movimientos de rotación y traslación son la causa de que la radiación solar y, en consecuencia, la temperatura terrestre, no se repartan uniformemente. En el caso de los equinoccios, mientras el Ecuador y una zona relativamente estrecha a sus lados reciben los rayos solares en forma perpendicular, en los polos, los rayos se reciben tangencialmente. Esto propicia que en el Ecuador haya un máximo de calor, y casi nada en los polos. Como resultado de la distribución desigual del calor, el aire ecuatorial se eleva por convección y forma, a lo largo de todo el Ecuador, una franja de baja presión, que provoca la entrada de aire de otras latitudes: los vientos alisios.
El viento es el movimiento natural de las masas de aire. Los desequilibrios térmicos entre unos lugares y otros provocan diferencias de presión atmosférica, las cuales generan los vientos.
(2) CAUSAS DEL VIENTO
Si la temperatura de la atmósfera y la de la Tierra fueran la misma en todas las localidades, no habría ninguna razón para que se produjesen movimientos de aire de una región a otra; entonces, el viento no existiría.
La causa primera de los vientos debe buscarse en las diferencias de temperatura que se observan en la superficie de la Tierra y en la atmósfera sobrepuesta.
Si en una columna de aire que horizontalmente posee una temperatura uniforme, se asciende, se observará que la presión barométrica, que es de 760 mm al nivel del mar, irá disminuyendo rápidamente. A una altura dada, la presión será de 660 mm, a otra altura mayor será de 560 mm, a otra de 546 mm, y así sucesivamente.
Si ahora se supone dividida la primitiva columna en dos columnas por medio de un tabique vertical, y si, además, se calienta una de ellas, en esta el aire se dilatará y tratará de ocupar el mayor volumen. El mayor volumen únicamente lo puede alcanzar dilatándose hacia arriba, en el sentido vertical.
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Debido a esta dilatación vertical, si bien la presión al nivel del mar se mantiene igual a 760 mm, para hallar la presión de 660 mm habrá que ascender a una altura mayor que la del primer caso. Por la misma razón, las presiones de 560 mm y 460 mm se encontrarán a mayores alturas que antes. (Ver Figura 24).
Esto lo podemos expresar en otras palabras diciendo que a cualquier altura, la presión es mayor en la columna caliente que en la fría. Como es fácil de comprender, esta diferencia de presiones entre la columna caliente y la fría es mayor, cuanto más grande es la altura.
Si ahora se saca el tabique que separa las dos columnas, como en la parte superior la presión de vapor es mayor en la columna caliente, el aire se correrá hacia la columna fría, tendiendo a uniformar la presión.
Figura 24 Origen térmico del viento. Los valores 760, 660, etc., indican los milímetros de presión atmosférica a distintas alturas sobre el nivel del mar.
La columna fría, al recibir este aporte extra de aire, aumentará su presión al nivel del mar. Debido a este aumento de presión al nivel del mar, en esta parte inferior se producirá una afluencia de aire desde la columna fría hacia la columna caliente. Este flujo de aire es el viento que se observa en la superficie terrestre.
Es casi innecesario decir que para completar el circuito, en la columna caliente el aire debe elevarse y, en la fría, debe descender.
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Resumiendo se puede decir que sobre las regiones calientes la presión al nivel del mar es más baja que en las regiones frías, y, en consecuencia, el viento sopla de las altas presiones (frías) hacia las bajas presiones (calientes).
En las alturas, por el contrario, el viento sopla de las regiones calientes hacia las frías. Si la Tierra no tuviera movimiento de rotación, el viento, que como se ha visto se origina por la diferencia de presiones que se producen entre regiones vecinas, soplaría siempre en la dirección en que las diferencias son más acentuadas o rápidas.
Como factor atmosférico, el viento puede producir diversos efectos sobre las plantas:
a) Aumento de la transpiración.- La transpiración es el proceso mediante el cual las plantas pierden agua en estado de vapor. El movimiento del aire sobre la superficie de una hoja tiende a eliminar el vapor de agua y a aumentar la tendencia a la evaporación del agua contenida en los vegetales, lo que favorece la transpiración. Sin embargo, el viento a alta velocidad provoca una disminución de la intensidad de transpiración debido a que ocasiona un cierre de las células por las cuales sale el vapor de agua —llamado “cierre automático”— por perturbación mecánica o por desecación incipiente de la hoja.
Los vientos cálidos invernales pueden determinar el marchitamiento invernal de los bosques por un exceso de transpiración.
Las plantas arbóreas están más expuestas a la acción del viento. Debe elegirse, por tanto, cuidadosamente la ubicación, la orientación de las hileras, los sistemas de explotación, etc.
b) Aumento del recambio del CO2.- El movimiento del aire favorece el intercambio de gases y, en consecuencia, incrementa el intercambio de CO2 en el interior de la masa vegetal y en el interior de las plantas, lo que favorece la fotosíntesis.
c) Alteraciones morfológicas.- Si los vegetales están expuestos a vientos secos, sus células son pequeñas por falta de hidratación. En las costas y en las cimas de las montañas, donde los vientos soplan fuertemente, la altura de los árboles se reduce. En los lugares donde la dirección del viento es constante, el tronco de los árboles es asimétrico, se desarrollan más los anillos a sotavento y la copa adopta la forma de bandera.
d) Encamado.- Por efecto de los vientos, los tallos de las plantas herbáceas (maíz, sorgo, girasol) se tumban sobre el suelo.
e) Tronchamiento.- Los vientos también pueden producir la rotura de un vegetal por el tronco o el tallo; también puede producirse la caída del fruto.
f) Caída de frutos y transporte de sales.- Los vientos marinos transportan cantidades importantes de cloruro sódico, muy tóxico para los vegetales.
g) Abrasión.- El viento transporta partículas de suelo que, al chocar contra los vegetales, pueden producirles daños en las cortezas o en los brotes.
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Contra estos efectos, el agricultor puede plantear diversas defensas. Los cultivos hortícolas, debido a su altura, suelen ser poco afectados por el viento; por esta razón, generalmente no se protegen si no son de un gran valor económico. Suelen plantarse al igual que los frutales, perpendicularmente a la dirección dominante del viento.
Cuando se requiere proteger del viento extensas zonas de cultivo, se recurre a los cortavientos. Consisten en simples encañados, formando empalizadas, muros, etc. o, de modo más general, la acción protectora la ejercen la hierba, arbustos o árboles vivos que se disponen paralelamente a la dirección del viento.
Cuando el viento se acerca a un obstáculo, una parte de este lo atraviesa con una reducción de su velocidad, mientras que otra parte se desvía en dirección ascendente. La capacidad de protección del cortaviento se suele calcular, aproximadamente, por su altura multiplicada por diez.
Si el cortaviento es muy denso, todo el viento lo remonta, dando lugar, al otro lado de la barrera, a una zona de baja presión que acarrea fenómenos de turbulencia y una notable restricción de la zona protegida. Esto puede suceder cuando son plantas de cipreses muy juntas.
Si el cortaviento está plantado de manera que exista un 30 % de abertura, se da la situación de equilibrio y la eficacia es máxima.
(2) CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
Bases generales.- Los movimientos del aire son muy variables en el espacio y en el tiempo. A pesar de esto, los estudios a largo plazo demuestran que existen unas grandes corrientes atmosféricas, distribuidas en función de su latitud.
La Tierra tiene dos zonas frías, los polos, y una zona caliente, que es el Ecuador. Si los polos se consideran focos fríos y el Ecuador, como foco caliente, el aire recorre el trayecto entre ambos en un funcionamiento similar al de una máquina térmica de poco rendimiento en la que la energía calorífica absorbida en el foco caliente es cedida casi en su totalidad al foco frío (Figura 25).
En la circulación de la atmósfera inciden diversos factores, entre los que se destacan:
- Distribución de las presiones.
- Distribución de las temperaturas.
- Rotación de la Tierra.
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Figura 25. El dibujo representa las tres células de circulación como una imagen elemental del proceso el cual es, en realidad, mucho más complejo, pues participan todos los componentes indicados en la figura.
De estos factores dependen la dirección y la velocidad de los vientos troposféricos. Así, se establece una llamada “circulación zonal”, con un viento geotrófico paralelo a las isobaras y un viento térmico paralelo a las isotermas.
(2) CIRCULACIÓN DE LA ATMÓSFERA Y FLUJOS ENERGÉTICOS
La circulación general de la atmósfera está ligada íntimamente a pozos y a fuentes de energía.
El equilibrio térmico de la Tierra es casi perfecto: existen zonas deficitarias en los polos, y zonas excedentarias en el Ecuador. En esta situación, para establecer ese equilibrio existe un flujo energético del Ecuador a los polos a través de dos fluidos, el aire y la masa oceánica. La atmósfera transporta energía de los continentes hacia los océanos en verano, y hace lo contrario en invierno.
El excedente energético máximo se obtiene en verano cerca del Ecuador, por lo que la atmósfera debería transportarlo. Ello ocurre en los monzones.
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Aparte, dos grandes corrientes oceánicas como el Gulf Stream y el Kurosivo, son potentes fuentes de energía, la cual transmiten en su contacto con las corrientes de aire frío que contactan con ellas.
En cada hemisferio existen tres zonas de circulación intertropical:
Zona de altas presiones subtropicales (calmas subtropicales).
Zona de los alisios.
Zona de convergencia intertropical.
Estas zonas tienen un llamado “frente intertropical”, en latitudes en que coincide que la presión es mínima, que el viento cambia de dirección y que la temperatura del punto de rocío es de 15,5° C.
Mediante diversos programas (GARP, ERBE, etc.) y con satélites meteorológicos, satélites geoestacionarios y de control de la atmósfera (SMM, Meteosat, NOAA, Landsat, Spot y otros), se ha avanzado enormemente en el conocimiento de la circulación de la atmósfera, en los factores incidentes y en las consecuencias de esta circulación.
(2) LAS MASAS DE AIRE
Los flujos y la circulación del aire que se originan en la troposfera dan lugar a masas de aire que pueden ser muy distintas entre sí, dependiendo del lugar de origen, trayectoria y resistencia en un mismo lugar. Por tanto, podemos definir las masas de aire como grandes flujos de aire que comparten las mismas características con relación a los factores climáticos que las componen, tales como la humedad o la temperatura. Estas masas de aire se separan unas de otras por medio de las superficies frontales o zonas frontales, y cuando las encontramos en el nivel de las superficies terrestres, hablamos de “frentes”.
Las masas de aire tienen su origen en unas regiones determinadas que llamamos regiones manantial o fuentes. Los manantiales más importantes se encuentran en los desiertos, hielos polares y en las grandes llanuras. Es decir, en zonas estables y uniformes en cuanto a humedad y temperatura, y con mínimas variaciones en sus superficies: Siberia y la parte septentrional de Canadá. Por tanto, es en las regiones tropicales o polares, de condiciones de tipo uniformes donde se forman los principales manantiales, y no en las latitudes medias, que se caracterizan por continuas variaciones de tipo, debido al choque de aire frío y caliente.
Existen dos criterios para clasificar las masas del aire: temperatura y humedad. Según la temperatura de la región manantial sobre la que se han formado, las masas de aire pueden ser polares, tropicales, ecuatoriales, árticas o antárticas, y según la humedad que adquiere por el tiempo que hayan estado sobre un océano o sobre un continente, pueden ser continentales o marinas.
Sobre el océano las masas de aire se cargan de humedad, mientras que si estas circulan por los continentes se vuelven más secas. Sus características hacen que
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las masas de aire puedan dividirse en dos tipos: masas de aire frías (pueden ser secas y estables o húmedas e inestables) y masas de aire calientes (secas, e inestables en superficies y estables en altura o húmedas e inestables). También pueden establecerse estas clasificaciones atendiendo a las temperaturas de las superficies terrestres con las cuales se encuentra la masa de aire en sus movimientos. Las primeras se caracterizan por las temperaturas de aire que es menor que la de la superficie terrestre por la cual avanza la masa de aire, mientras que en el caso contrario, la temperatura del aire será mayor, hablándose de masas de aire caliente.
En general, una masa de aire frío tiende a ser inestable, porque el aire frío en contacto con la superficie cálida se calienta, creando un gradiente de presión que hace que se generen vientos racheados y turbulentos, los que provocan que la visibilidad sea buena. Las masas calientes, en cambio, son inestables en la superficie, ya que el contacto propicia que se cree una capa de inversión térmica con concentración de contaminación, aerosoles, etc., reduciéndose con ello la visibilidad. Se pueden formar, además, brumas y nieblas en caso de que las masas de aire caliente estén húmedas.
Tenemos, por tanto, que en un primer momento las masas de aire se forman en unas regiones determinadas (manantiales) y que después, fruto de su recorrido por distintas zonas, adquieren progresivamente características de humedad (pérdida o ganancia de humedad por evaporación, condensación, precipitación, y otros), temperatura, estabilidad, etc. Así, se convierten en lo que podríamos llamar masas de aire secundarias.
En función de las características primarias de las masas de aire y de los cambios que sufren posteriormente (de los que dependen mucho la extensión del manantial así como el régimen de presiones que predominan en él), habrá un tiempo determinado en las regiones por las que se desplazan, y es precisamente en las latitudes medias donde se producen más variaciones, donde mayores son los cambios de tiempo. En estas zonas se dan algunos fenómenos atmosféricos importantes, como son los frentes. Llamamos frente a la intersección o zona de transición entre dos masas de aire de características diferentes cuando se encuentran en contacto con la superficie terrestre.
Podemos distinguir algunos tipos de frentes: fríos, cálidos y ocluidos.
En los frentes fríos, la masa de aire frío avanza y desplaza al aire cálido y, como la primera es más densa que el aire cálido, iniciará un movimiento por debajo de esta a lo largo de una pendiente de dos grados y hará que la masa cálida sea obligada a ascender rápidamente. De esta manera se da lugar a nubes, que provocan a su vez lluvias y tormentas en una banda estrecha de mal tiempo.
Cuando es el aire frío el que es obligado a retroceder por la masa cálida, el límite entre ambos se llama “frente cálido”. En este caso, al igual que en el anterior, la masa cálida asciende, y se originan nubes. Estas ocuparán una superficie frontal con menor pendiente desde la superficie hasta los 10 km de altitud. Posteriormente, originarán precipitaciones en una banda de mal tiempo mayor que en el primer caso.
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El tercer tipo de frente es el ocluido. Este se forma cuando una masa de aire de mayor temperatura y de mayor densidad, al entrar en contacto con otra de menor temperatura y de menor densidad, es elevada y despegada completamente del suelo, formándose entre ambos nubosidad de tipo cumuliforme con generación de chubascos. El frente ocluido puede ser cálido o frío según sea el carácter (temperatura) de las masas de aire que entren en contacto.
Los frentes no permanecen estáticos, van avanzando y, cuando ocurre esto, originan una geometría ondulada que se modifica, dando lugar a cambios de tiempo diarios. En este proceso, las capas altas de la troposfera establecen las condiciones para el movimiento de las masas de aire, creando superficies frontales y torbellinos circulares que se desplazan hacia el Este y forman depresiones y anticiclones. Las primeras son áreas de bajas presiones que se forman, al igual que los anticiclones (zonas de altas presiones), por la coincidencia de masas de aire de características diferentes. En estas áreas la superficie frontal adquiere forma de onda y, en su cima, ocurre el centro de la baja presión. En los anticiclones, el centro de la alta presión estará en la cima. Estos están constituidos, por lo tanto, por isobaras cerradas de forma circular o elíptica.
(2) LAS BRISAS
Las brisas son vientos más o menos locales producidos por la presencia de una interfase masa de agua-continente o por la existencia de una elevación. Provocan una discontinuidad para diversos parámetros meteorológicos. Se reconocen cuatro tipos fundamentales de brisas, y ellos son:
- Brisas costeras.
- Brisa de mar
- Brisa de tierra
- Brisas de masas de aguas continentales
(2) LOS VIENTOS ALISIOS
Se llaman “alisios” los vientos sumamente regulares y constantes que soplan en las vecindades de las regiones ecuatoriales; provienen del Noreste en el hemisferio norte. Si los alisios soplan del mar hacia la tierra, las lluvias son abundantes, como sucede en la región Atlántica en Centroamérica. La presencia de la cordillera central hace disminuir las lluvias sensiblemente hacia el valle central.
En cambio, si los alisios soplan de la tierra hacia el mar, las lluvias son sumamente raras, hallándose verdaderos desiertos aún sobre las costas, como ocurre en Mauritania.
(2) LOS MONZONES
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Los monzones son vientos típicamente estacionales que se producen principalmente por el mayor calentamiento de los continentes con respecto a los mares en verano y por el enfriamiento de aquellos en invierno.
En verano, por efecto de dicho calentamiento, se forma sobre el continente un centro de baja presión. Por lo tanto, los vientos convergen hacia él, soplando del mar hacia la tierra.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Explique en forma general el procesote formación de los vientos.
2. Explique cómo se produce la desviación de los vientos a causa del movimiento de rotación de la Tierra.
3. Discrimine entre vientos alisios y vientos monzónicos.
4. Clasifique las especies vegetales que pueden utilizarse en los rompevientos y ponga ejemplos de cada uno de ellos.
5. Mencione cinco ventajas de los rompevientos con respecto a la producción ganadera.
6. Mencione cinco efectos perjudiciales de los rompevientos.
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CAPÍTULO IX
(1) LA FENOLOGÍA VEGETAL Y ANIMAL
(2) INTRODUCCIÓN A LA FENOLOGÍA
La vida de los organismos vivos superiores se manifiesta por un crecimiento irregular de su formación total. Dentro de su ciclo ontogénico experimentan una serie de transformaciones anatómicas y morfológicas que corresponden internamente con cambios en sus procesos fisiológicos vitales, regidos por sus características genéticas y reguladas por los factores externos del ambiente físico en que crecen y se desarrollan. Todos los fenómenos biológicos observables en la naturaleza presentan un ritmo estacional de ocurrencia variable, de lugar a lugar y de un año a otro, de acuerdo a las variaciones meteorológicas o climáticas acompañantes. La brotación y floración de las plantas, la llegada o partida de aves migratorias, la gestación y nacimiento de las crías de animales, la migración de cardúmenes, etc., son algunos de los miles de fenómenos que suceden en la naturaleza durante el año con una periodicidad o ritmo que reconoce la influencia de factores astronómicos y/o meteorológicos. Cuando ese ritmo es alterado temporalmente, la causa es siempre una variación en alguno o varios de los elementos meteorológicos condicionantes.
El estudio y explicación sistemática y organizada de estos cambios periódicos en la apariencia y constitución de los seres vivientes por causas ambientales, es el propósito de la fenología.
En sentido amplio, la fenología, término introducido por Linneo, del vocablo griego Phanesthai (aparecer), es la ciencia que se ocupa de estudiar las relaciones entre los fenómenos biológicos periódicos y las condiciones meteorológicas, analizando y cotejando las variaciones geográficas y temporales que determinan la “apariencia” de los seres vivos como respuesta a las variaciones ambientales en tiempo y espacio.
Si se observa con detenimiento la vegetación del duraznero o melocotonero, se nota que en determinadas fechas o épocas del año comienza a florecer; poco tiempo después comienza a producir sus hojas; más adelante maduran sus frutos y finalmente, en el otoño, deja caer sus hojas. Si se consultan las publicaciones de la Antigüedad se comprobará que, con algunas oscilaciones, esos fenómenos se producen año tras año en las mismas épocas.
Haciendo el estudio sobre otra especie, por ejemplo, el almendro, se verificará que los fenómenos mencionados se manifiestan en fechas distintas que para el duraznero o melocotonero.
Así, se observa que todos los años el almendro florece unos días antes que el melocotonero o el duraznero. La fecha de aparición de las flores, hojas, etc., debe atribuirse a dos condiciones esenciales.
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- Las características intrínsecas de la especie (o variedad) considerada, pues algunas especies, como el almendro, son de floración temprana; en cambio, otras, como el manzano, son de floración tardía.
- Las condiciones ambientales, especialmente el tiempo.
Los ejemplos mencionados anteriormente corresponden a estudios de fenología vegetal, mientras que las migraciones de los pájaros, el pelecho de los animales, y otros, son capítulos de la fenología animal.
Fase.- La aparición, transformación o desaparición rápida de los órganos de las plantas, se lama fase.
Así, si en octubre en la región templada se observa de cerca un trigal, se verá cómo en pocos días las plantas emiten su espiga. Cuando se siembra lino a los 8 ó 10 días, aparecen rápidamente sobre la faz de la tierra las plantitas recién nacidas.
Tales fenómenos como la aparición de las espigas en la germinación del lino, son verdaderas fases.
Lo mismo se puede decir de la floración del duraznero, del manzano, de la aparición de los brotes en la vid, de la defoliación del ciruelo, damasco o albaricoquero, de la maduración del peral, el maíz, y otros.
Subperíodo.- El estudio experimental de los vegetales ha demostrado que un fenómeno meteorológico útil, cuando actúa sobre una planta en determinado momento, puede ser completamente perjudicial si se produce fuera de esa ocasión.
De acuerdo a las investigaciones científicas, se ha determinado que las lluvias abundantes son muy benéficas cuando el trigo está por espigar; en cambio, son muy perjudiciales cuando el trigo está madurando. Ello es debido a que las exigencias meteorológicas del vegetal varían en forma notable, según el momento del desarrollo.
Por esta razón, para conocer las características ecológicas de un vegetal, es imprescindible dividir la vida de este en sus varias “etapas”, y esto se consigue naturalmente por medio de las fases. Dos fases sucesivas, delimitan una “etapa”, que en fenología se designa con mas propiedad bajo el nombre de “subperíodo”.
En el trigo, se ha establecido los cuatro períodos siguientes:
- Desde la siembra, hasta el comienzo de la aparición de las macollas
- Desde el comienzo hasta el fin de la aparición de las macollas
- Desde el fin de la aparición de las macollas, hasta la aparición de las espigas
- Desde la aparición de las espigas hasta la madurez
Como se observa, las fases son verdaderos jalones que limitan los subperíodos que constituyen la vida completa del vegetal.
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(2) PRONÓSTICO FENOLÓGICO
Se refiere a los pronósticos sobre el momento de aparición de las fases de desarrollo de los cultivos y otros. Ejemplo de pronóstico para el cultivo de la papa.
La velocidad de desarrollo de las plantas depende en lo fundamental de la temperatura del aire. A medida que se aumenta la temperatura (hasta un límite) aumenta la velocidad de crecimiento y se adelanta la aparición de las fases con respecto a temperaturas más bajas. Esta relación entre la temperatura y la aparición de las fases se expresa a través de la ecuación siguiente:
A
n = --------------
t – t´
Donde:
n = número de días necesarios para la aparición de una fase a partir de la anterior o duración del período interfásico
A = suma de temperaturas efectivas necesaria para la aparición de la fase dada
t = temperatura media diaria del período
t´ = cero biológico (temperatura mínima para el crecimiento del cultivo)
Así, por ejemplo, si se quiere determinar la fecha en que deben aparecer los primeros brotes en el cultivo de la papa que ha sido sembrada el 10 de diciembre; la suma de temperaturas necesarias para la aparición de la fase, A = 177° C; la temperatura media que se pronostica para el período es de 21 ° C y como cero biológico podemos usar 10 ° C, los cálculos serán los siguientes:
177 ° C
n = ------------------ = 16 días.
21° - 10° C
A = 177° C.
t = 21 ° C.
t´ = 10° C.
Como la siembra se realizó el 10 de diciembre, alrededor del 26 de diciembre deben aparecer los brotes.
El pronóstico de fase tiene gran importancia ya que determina, en muchos casos, en qué momento se debe realizar determinada labor de cultivo, que está asociada al momento de aparición de la fase.
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Es conveniente plantear que una limitante de este método está dada por el poco conocimiento que se tiene de los ceros biológicos, tarea que tienen ante sí los agrometeorólogos. Además, se necesita también que los pronósticos de temperaturas sean altamente confiables.
(2) LÍNEA ISÓFANA
Una determinada fase de una misma especie se produce en fechas distintas bajo los diversos climas (ejemplo de la floración del duraznero).
Si sobre el territorio se dispone de una red de corresponsales a quienes se les encomienda que todos los años registren la fecha de la aparición de los brotes en la vid, y después de 5 o 10 años se promedian los valores de cada localidad, se comprobará que estas fechas medias verían según las regiones. Para facilitar el estudio de dicha variación geográfica, se recurre a la isófana.
Llámase isófana la línea que une todos los puntos donde una fase comienza en la misma fecha. Lo mismo que se ha dicho para la aparición de los brotes en la vid se puede aplicar para cualquier otra fase del mismo o diferente cultivo. Dada la existencia de variedades más o menos precoces y tardías, lo ideal, siempre que sea posible, es trazarlas isófanas por variedades y no por cultivos.
Para establecer la aptitud de un clima respecto de un cultivo que sólo dura algunos meses, tal como el trigo, el lino, la cebada, y otros, poco interesa saber que durante el año caen 900 mm de lluvia, que la temperatura media anual es de 16° C, que la nubosidad media anual es de 7,8 h, etc. Salvo excepciones, lo que interesa realmente es conocer los valores meteorológicos durante la existencia de dicho cultivo.
La época del año en la cual se desarrolla el cultivo, lo mismo que la duración de su existencia, varían notablemente según las regiones. Para facilitar el estudio de ambas se recurre a las cartas de siembra y a las cartas de cosecha.
En las cartas de siembra, por medio de las isófanas correspondientes, se indica la fecha de la iniciación general de la siembra.
Además, es necesario decir que por lo común el trazado de las cartas de siembra presenta serias dificultades, pues salvo raras excepciones, la siembra de un cultivo no se realiza en un período corto y bien establecido. Es frecuente que en una región se efectúe en 2 ó 3 semanas escalonadas.
La distribución y forma de las isófanas de siembra, no dependen solamente de las condiciones reinantes en dicho momento, pues la fecha de siembra debe ser tal que permita al vegetal evolucionar; luego, bajo condiciones favorables, para la obtención de rendimientos y calidad de productos satisfactorios.
En cuanto a las cartas de cosecha, su trazado ofrece menores dificultades que en el caso de las cartas de siembra. La razón de ello radica en que, generalmente, una diferencia notable en las fechas de siembra se traduce en una diferencia muy pequeña en las fechas de cosecha.
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Por ejemplo, el trigo, si se siembre en junio, julio o agosto, madura con una diferencia de días en diciembre. La forma y distribución de las isófanas de cosecha, dependen en primer término, del elemento temperatura, pero también tiene una marcada influencia el régimen pluviométrico.
(2) LA LEY DE HOPKINS
Cuando se observa la carta de una isófana cualquiera, por ejemplo la que representa la aparición de brotes en la vid, se advierte que las líneas tienen un trazado irregular y sinuoso.
Ello es debido a que en una fecha fenológica es la resultante de muchas causas, tales como temperatura, humedad atmosférica, lluvias, duración del día, y otras, empero, estos elementos del clima están determinados casi íntegramente por la latitud, la altura sobre el nivel del mar, y la distancia hasta los mares.
Hopkins, quien estudió el trazado de las isófanas, llegó a la conclusión de que la fecha de las fases se adelanta o retrasa de acuerdo a una ley determinada.
Esta ley, conocida por “ley bioclimática de Hopkins”, dice:
…“las fases fenológicas sufren un atraso en primavera de 4 días por cada grado de aumento en la latitud; 4 días por cada 100 m de elevación y 4 días por cada 5 grados de longitud con respecto a la distancia al mar. En otoño, bajo las mismas condiciones, en lugar de un atraso se registra un adelanto”. (9)
La ley de Hopkins es muy útil, pues permite un correcto trazado de las isófanas con escasos puntos de observación.
(2) LAS OBSERVACIONES FENOLÓGICAS
En las observaciones fenológicas, tres grupos de plantas son diferenciadas: plantas silvestres, como árboles, arbustos, hierbas; plantas agrícolas y árboles frutales y maderables. Las especies seleccionadas para las observaciones fenológicas, dependen dentro de cada grupo de las regiones climáticas. Las plantas en los trópicos serán diferentes de aquellas en los climas templados. Es, sin embargo, recomendable que las plantas seleccionadas estén distribuidas en un área lo mas grande posible, de tal manera que se pueda ver el desarrollo de ellas sobre una gran zona.
En esta selección de las plantas, se deben tomar aquellas que permitan observar fácilmente sus distintas fases y el tiempo que transcurre entre ellas. En el caso de los granos, se observa las siguientes fases: siembra, germinación, aparición de las primeras hojas, crecimiento, floración, etc.
(2) LAS LIMITACIONES FENOLÓGICAS
Los estudios fenológicos han sido criticados por las siguientes razones:
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1. La fecha de la floración, polinización y otros procesos es difícil de señalar. En algunos casos puede haber una variación hasta de 7 o más días en las estimaciones hechas por distintos observadores.
2. Las fases observadas por la fenología son el resultado de la actuación de todos los factores del medio y no puede hacerse por separado el estudio de un solo factor.
3. Podrían hacerse adaptaciones genéticas de la vegetación con variedades más resistentes, creciendo en climas más favorables.
4. A pesar de que los registros fenológicos de un área grande son normalmente comparados con las observaciones locales del tiempo, el microclima del lugar donde están los vegetales es el que controla o influye en las fases de éstos.
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Defina la fenología.
2. ¿Cuáles son las condiciones esenciales a las que debe atribuirse la aparición de flores, hojas, etc.?
3. Cite tres ejemplos de fase y tres ejemplos de subperíodos.
4. Exponga la ley bioclimática de Hopkins.
5. ¿Cuáles son los tres grupos de plantas que se diferencian en toda observación fenológica?
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CAPÍTULO X
(1) LOS FACTORES QUE DETERMINAN EL CLIMA
DE BOLIVIA
(2) CARACTERÍSTICAS DEL CLIMA BOLIVIANO
El clima de Bolivia es muy heterogéneo. Las condiciones climáticas de las diferentes zonas del país dependen de su latitud, altura y de las barreras físicas que las montañas pueden formar contra el viento y las lluvias. La proximidad de grandes masas de tierra o de océanos y otros grandes cuerpos de agua contribuyen también a las condiciones climáticas de un lugar. La proximidad del océano Pacífico a la parte occidental del país, la situación de Bolivia al centro de la gran masa continental de Sudamérica, la influencia de la zona de convergencia intertropical y de los vientos alisios y finalmente el hecho de formar parte de uno de los sistemas montañosos más masivos y altos del mundo, explican los grandes rasgos del clima de nuestro país.
Si bien Bolivia se caracteriza por su situación geográfica tropical, el relieve de cada región es determinante para la humedad y la temperatura que se encuentran allí. El aumento de altitud en las zonas montañosas esta acompañado de una velocidad y turbulencia del viento, que causa una disminución de la temperatura y la humedad. Se utiliza generalmente un gradiente altitudinal medio negativo de 0,6° C de temperatura por cada 100 m de altura. Todas estas variables, juntamente con el tipo de cobertura vegetal y la topografía local, producen condiciones de clima regional muy complejas. La exposición de las laderas a la radiación solar y el viento pueden modificar en mucho la temperatura y la humedad en lugares que se encuentran a muy poca distancia.
La radiación solar de onda corta (ultravioleta) aumenta con la altitud, porque hay menos moléculas atmosféricas de oxígeno, nitrógeno y ozono que absorben y reflejan esta radiación. Por encima de los 3000 m la radiación ultravioleta es el doble de la que existe en el nivel del mar. En las zonas tropicales existe poca variación anual en la radiación solar, de manera que esta depende casi enteramente de la nubosidad, las neblinas o el polvo. En las regiones altas, se presentan en cambio enormes variaciones entre las temperaturas diurnas y nocturnas. Este ciclo circadiano (10) resulta del alto nivel de radiación de onda larga (infrarroja), que el suelo recibe durante los días soleados y el rápido escape de esta irradiación bajo cielos nocturnos, en ausencia de nubes. Cuando el cielo está nublado, la diferencia entre la temperatura máxima y mínima es mucho menor.
Las variaciones locales en la topografía tienen también influencia en el ciclo diario de temperatura. Durante el día, los valles son más calientes que las laderas y los cerros, pero durante la noche se produce una inversión de la temperatura, cuando tanto los fondos de los valles como los cerros altos presentan temperaturas más bajas que las laderas. El aire frío tiende a acumularse en el
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fondo del valle, debido a su peso específico más alto. Por esta razón son los valles los que presentan las fluctuaciones más grandes de temperaturas.
Otra característica muy importante de las grandes elevaciones es la baja presión atmosférica y la disminución de la presión parcial de oxígeno. A una altura de 2.000 m, la presión de oxígeno se reduce a un 20% en relación con la del nivel del mar. A los 5400 m esta presión se reduce a la mitad, lo que, por supuesto, tiene efectos fisiológicos importantes sobre todos los organismos aeróbicos.
El ciclo anual del clima en Bolivia presenta una alternancia entre un período seco y un período lluvioso, con duraciones variables de acuerdo a las zonas geográficas. Las precipitaciones, a su vez, dependen de los vientos dominantes que son diferentes de acuerdo a la época del año. Estos vientos son causados por la existencia de dos masas de aire de alta presión (o anticiclones), situadas en la parte sur de los océanos Pacífico y Atlántico respectivamente. La zona de convergencia intertropical, cerca del Ecuador, es una zona de baja presión que contribuye directamente a la humedad de las regiones terrestres que cubre, porque recibe los vientos cargados de humedad que vienen de los océanos.
Los desplazamientos del aire húmedo que pertenecen a la zona de convergencia intertropical hacia el sur en diciembre y enero y hacia el norte en junio y julio, son la causa directa de la distribución estacional de las precipitaciones en los Andes Centrales. Este desplazamiento resulta a su vez de los cambios de posición de las zonas oceánicas de alta presión y produce las precipitaciones características del verano y las sequías invernales.
La aridez relativa del Altiplano, y la aridez absoluta de las laderas occidentales de los Andes, se deben a las "sombras de lluvia" (11) producida por la cadena montañosa de la cordillera oriental y, por otro lado, por la corriente marina de Humboldt y la presencia de la zona de alta presión del Pacífico Sur. La sombra de lluvia se produce cuando el aire húmedo proveniente del anticiclón del Atlántico pierde su humedad mientras sube por la ladera oriental de los Andes. En efecto, a medida que se eleva, el aire se enfría, y su capacidad de contener agua disminuye, de manera que se producen precipitaciones (Figura 26). Este fenómeno explica los altos índices de precipitación en los Yungas y, especialmente, en el Chapare.
En las zonas costeras de Perú y Chile la corriente de Humboldt actúa de manera similar, enfriando el aire que proviene de la zona de alta presión del Pacífico y causa una inversión estable de temperaturas que impide las precipitaciones en las laderas occidentales de los Andes. Esta influencia, máxima en el desierto de Atacama, se extiende hasta la parte sur del Altiplano. Durante ciertos años, la corriente marina caliente de "El Niño" desplaza la corriente de Humboldt, resultando en fuertes lluvias e inundaciones a lo largo de la costa y fuertes perturbaciones en el clima de Bolivia.
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Figura 26. Efecto de las grandes masas montañosas sobre las precipitaciones.
(2) DESCRIPCIÓN GENERAL DEL CLIMA DE BOLIVIA
Las condiciones climáticas de Bolivia son muy variadas, pero por regla general se observa que la temperatura aumenta gradualmente de oeste a este de acuerdo con el cambio en la topografía al igual que las precipitaciones. Existe también un gradiente de humedad reciente de sur a norte, tanto en el Altiplano como en la llanura chaco-beniana. Hay una gran variación regional en la duración de la época de lluvia, que puede durar desde 11 meses o más (Chapare y cejas de montañas en los Yungas) a menos de un mes (Uyuni).
(2) LA CORDILLERA
El paisaje altoandino de las cordilleras, occidental y oriental, se caracteriza por un clima frío, con heladas durante todo el año. La línea de nieve perpetua se sitúa aproximadamente a 5300 m de altura, siendo un poco más alta en los lugares con menos precipitación. Se observa una estacionalidad marcada por invierno seco y "veranos" con nevadas.
(2) EL ALTIPLANO
La temperatura media anual oscila entre los 11° C en el norte y 7° C en el sur. Sin embargo, estas mediciones no nos dan idea de los cambios extremos de temperatura que pueden ocurrir en 24 hrs. Por ejemplo: en Anallajchi, al norte del monte Sajama se pueden medir variaciones de 36° C entre la temperatura diurna y la nocturna de un mismo día. En los lugares más fríos (Charaña), la temperatura nocturna puede bajar a (- 25° C). El lago Titicaca ejerce una influencia moderada importante, pero aun en sus orillas las heladas nocturnas son corrientes durante la
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mayor parte del año. Los vientos que causan precipitaciones en el Altiplano provienen de la cuenca amazónica después de haber descargado la mayor parte de su humedad en las laderas orientales de los Andes. El Altiplano recibe también una masa de aire del sur que causa olas de frío, nevadas y neblina. Alrededor del lago Titicaca, las precipitaciones pueden alcanzar entre 650 y 900 mm anuales. El sur del Altiplano es la zona más seca del país, con menos de 100 mm de precipitación anual. Entre los extremos, existe un gradiente continuo de humedad que disminuye de norte a sur, por ejemplo, en Oruro es de 300 a 400 mm y en Potosí, de sólo 200 a 300 mm.
(2) LOS YUNGAS
En los Yungas, el clima varía según la altitud, desde tropical y subtropical hasta templado, pero la humedad es siempre alta. La temperatura ambiente media es, por ejemplo, de 18,6° C en Coroico, a 1377 m de altura, y de 21,4° C en Caranavi, situado a 780 m. En promedio, las precipitaciones en los Yungas podrán alcanzar 1350 mm anuales. Las alturas de las cejas de montañas, mucho más frías, tienen una cubierta permanente de nubes y neblinas. En el Chapare, la precipitación es del orden de 5.000 mm (Villa Tunari). El promedio anual de temperatura en esta zona más caliente es de unos 25° C, con pocas variaciones anuales.
(2) LOS VALLES SECOS
En los valles secos o mesotérmicos, situados más al sur, las temperaturas son menos constantes con extremos que van de 39 a -8° C. La temperatura media anual se aproxima a 18° C.
Se definen como "mesotérmicos" porque durante las estaciones de primavera, verano y otoño, las temperaturas medias sobrepasan los 15° C. La humedad es mucho más baja que en los Yungas, pero dependen de la orientación del valle: así, uno es más seco que otro, de acuerdo al régimen de vientos. El promedio de precipitación es de 400 a 600 mm. En algunos valles de Cochabamba, Chuquisaca y Tarija, alcanza los 8000 mm anuales.
(2) LA LLANURA AMAZÓNICA
En las llanuras del norte y este de Bolivia existe un clima tropical, ya que la temperatura media está por encima de 25° C. Hay un corto período seco, que aumenta en duración de uno a cuatro meses a medida que nos acercamos más al sur de la llanura beniana. Las lluvias abundan en el verano y causan desbordes de los ríos en las zonas bajas. En las zonas rocosas, la humedad es mayor que en las regiones de sabana, con lluvias abundantes sobre todo en la región de Pando y al Norte de departamento de La Paz.
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(2) LA LLANURA CHAQUEÑA
La región del Chaco y el sur de Santa Cruz tienen un clima cálido con invierno seco. El calor y la humedad disminuyen de norte a sur, por ejemplo, en Santa Cruz la precipitación anual es de 1400 mm. En Villamontes sólo de 780 mm; la temperatura media anual es de 24° C, pero ocurren descensos bruscos de temperatura, y los vientos del sur llevan aire frío cargado de humedad: "surazos".
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(3) Ejercicios de autoevaluación
1. Explique, con sus palabras, las principales características del clima de Bolivia.
2. ¿Cuáles son las regiones climáticas de Bolivia? Explique las características de cada una.
3. Dibuje un mapa de Bolivia, señalando las regiones climáticas del país.
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(1) BIBLIOGRAFÍA
- Bacsó, N.: Introducción a la Agrometeorología. Ciencia y Técnica, La Habana, 1996.
- Barry/Chorley: Atmósfera, Tiempo y Clima. Omega, Barcelona, 1999.
- Berovides/Méndez: Elementos de Ecología. Pueblo y Educación, La Habana, Año 1999.
- Chacón Zúñiga, A.: Agroclimatología. Universidad Estatal a Distancia, Costa Rica, 1985.
- Chircov Y. I.: Agrometeorología. Gidrometeoizdat, Leningrado, 1986.
- Coraza /Quintero: Agrometeorología. Universidad Central de Las Villas, Publicaciones – CDICT, 1995.
- Koeppen W.: Climatología. Fondo de Cultura Económica, México, 1989.
- Miller, A: Climatología. Omega, Barcelona, 1976.
- Torres Ruiz, E.: Agrometeorología. Trillas, México, 1995.
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(1) NOTAS
(1) Evangelista Torricelli (Faenza, actual Italia, 1608 - Florencia, 1647), uno de los primeros discípulos de Galileo, fue un físico y matemático italiano a quien se atribuye la invención del barómetro. Sus aportes a la geometría fueron determinantes en el desarrollo del cálculo integral. (N. de la E.)
(2) El “Sistema Internacional de Unidades”, abreviado SI, también denominado “sistema internacional de medidas”, es el sistema de unidades más extensamente usado. Junto con el antiguo sistema métrico decimal, que es su antecesor y que se ha mejorado, el SI también es conocido como “sistema métrico”, especialmente en las naciones en las que aún no se ha implantado para su uso cotidiano. Fue creado en 1960 por la Conferencia General de Pesas y Medidas, que inicialmente definió seis unidades físicas básicas o fundamentales. En 1971, fue añadida la séptima unidad básica, el mol. (N. de la E., tomada de Wikipedia http://es.wikipedia.org/wiki/Sistema_Internacional_de_Unidades).
(3) Un higrómetro es un instrumento que se usa para la medir el grado de humedad del aire, o un gas determinado, por medio de sensores que perciben e indican su variación. Los primeros higrómetros estaban constituidos por sensores de tipo mecánico, basados en la respuesta de ciertos elementos sensibles a las variaciones de la humedad atmosférica, como el cabello humano. Existen diversos tipos de higrómetros. Un psicrómetro determina la humedad atmosférica mediante la diferenciación de su temperatura con humedad y su temperatura ordinaria. (N. de la E.)
(4) “Albedo”, según el Diccionario de la Lengua Española, vigésima segunda edición, de la Real Academia Española, es la razón entre la energía luminosa que difunde por reflexión una superficie y la energía incidente. (N. de la E.)
(5) Tomado de “Causas y consecuencia del Cambio Climático, sobre los recursos hídricos”, enviado por Ing. Yurisbel Gallardo Ballat, Monografías.com, http://www.monografias.com/trabajos42/cambio-climatico/cambio-climatico.shtml. (N. del A.)
(6) Ídem.
(7) Frits Warmolt Went (n. Utrecht, mayo de 1903; m. Nevada, mayo de 1990). Biólogo holandés, cuyos experimentos de 1928 demostraron la existencia de auxina en las plantas. (N. de la E.)
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(8) Julius von Sachs (n. Breslau, Silesia, octubre de 1832; m. mayo de 1897). Botánico alemán y profesor de la Universidad de Würzburgo, fundó la fisiología experimental de las plantas. Demostró la importancia de la transpiración para las plantas, así como el rol de la clorofila en su metabolismo. (N. de la E.)
(9) Tomado de “Climatología y Fenología Agrícola”, artículo escrito por la Ingeniera Agrónoma, Juliana Gastiazoro Bletter, de la Facultad de Ciencias Agrarias de la Universidad de Comahue. Internet (http://www.redagraria.com/investigacion/fca_unc/clima-fenol_fca_unc/apunte_fenologia/2_Continuacion_de_Fase.html) (N. del A.
(10) Es evidente que el autor utiliza el término “ciclo circadiano” en sentido metafórico. Se denomina “ritmo circadiano” a “recurrencias de fenómenos biológicos en intervalos regulares de tiempo. Todos los animales, las plantas, y probablemente todos los organismos muestran algún tipo de variación rítmica fisiológica (tasa metabólica, producción de calor, floración, etc.) que suele estar asociada con un cambio ambiental rítmico. En todos los organismos eucariontes así como algunos procariontes y hongos se han documentado diferentes ritmos con períodos que van desde fracciones de segundo hasta años. Si bien son modificables por señales exógenas, estos ritmos persisten en condiciones de laboratorio, aún sin estímulos externos”. (Definición tomada, por su claridad, de Internet: Wikipedia La Enciclopedia Libre en español. N. de la E.)
(11) “La sombra de lluvia se refiere a un particular efecto de la topografía sobre la distribución espacial de la lluvia. Así, cuando una masa de aire que está precipitando cruza una montaña o una cadena de montaña, se registra una intensificación de la lluvia en la pendiente de sotavento (debido al ascenso forzado), produciéndose un secamiento relativo de la atmósfera. Como resultado de este proceso, y asociado con el descenso del aire al otro lado de la montaña, la precipitación cesa o disminuye en la pendiente de barlovento y en el sector aledaño, configurando lo que a veces se denomina una zona de "sombra de lluvia". (Tomado de Internet: http://www.atmosfera.cl/pyr.html. N. de la E.)
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