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