Lectura 2 elementos del clima

Materia Clima y Suelo
Profesores: Ing. Agr. Mariano José Stabio – Ing. Agr. Guillermo J. Ciampagna - 1 -
2 ELEMENTOS DEL CLIMA
2.1 Radiación. Acción de la radiación sobre el crecimiento y
desarrollo
La radiación es la forma de transferencia de calor en el ambiente, desde cuerpos más
calientes a otros más fríos, sin necesidad de una materia intermedia para conducir ese calor.
El elemento del clima más importante que recibe la superficie terrestre es la energía
solar. El Sol es la fuente de casi toda la energía disponible en la Tierra y, por lo tanto, de
toda la energía que constantemente se transforma en el proceso climático. Por esta razón
algunos autores consideran la radiación solar, como un factor del clima más que como un
elemento.
La respiración funciona como el único proceso en el cual la energía es trasmitida a
través del espacio incluso en ausencia de un medio material. Entre el Sol y la Tierra, donde
no existe materia, la radiación es la única forma de transferencia de energía. La radiación se
refiere a la emisión continua de energía desde la superficie de todos los cuerpos cuya
temperatura absoluta sea superior a cero grados Kelvin (“0” ºK = a -273ºC). A esta
temperatura, la materia se encuentra en estado de reposo absoluto y su energía interna es
nula, pero a medida que la temperatura asciende aumenta también su movimiento y su nivel
energético interno. Este movimiento genera energía radiante que se proyecta al espacio
exterior en todas las direcciones y se propaga en forma de ondas electromagnéticas a la
velocidad de la luz aproximadamente a 300.000 kilómetros / segundo.
Se puede medir la energía emitida por los distintos cuerpos según su intensidad y se
caracteriza habitualmente por su naturaleza ondulatoria (frecuencia y longitud de onda),
propiedades consideradas como una medida de calidad de la energía, que ha servido de
base para su clasificación.
La intensidad o densidad de flujo (cantidad) de la radiación se mide en calorías por
centímetro cuadrado (Cal/cm2)
por minuto o bien en unidades de Langley/minuto. También
se denomina frecuencia a la cantidad de ondas completas que se transmiten por unidad de
tiempo.
La longitud de onda (calidad) es la distancia entre dos picos sucesivos de la onda y se
expresa en micras y es:
; c= velocidad de la luz; f= frecuencia
Cuando la energía radiante es ordenada según la longitud de onda, tenemos un espectro
de radiación o espectro electromagnético.

Un cuerpo emitiendo radiación muestra una distribución característica de la energía que
dependiendo de la temperatura del cuerpo, representará una gráfica dada.
La radiación posee propiedades corpusculares además de las ondulatorias. Consisten
en que la energía radiante sea emitida y absorbida en cantidades discretas, en cuanto a luz
o fotones. El fotón es una partícula que posee energía, cantidad de movimiento y masa
electromagnética. Por consiguiente, la radiación es considerada como de doble naturaleza
ya que posee las propiedades continuas de las ondas en el campo electromagnéticas y las
propiedades discretas de los fotones.
Un cuerpo en el proceso de emisión convierte parte de su energía interna en ondas
electromagnéticas, estas ondas se propagan hasta que inciden sobre otro cuerpo, donde
una parte de su energía es reflejada por la superficie, parte atraviesa o transmite a través
del cuerpo y parte es absorbida aumentando su energía interna.
La cantidad de energía emitida por un cuerpo depende en gran parte de la temperatura
que posee el cuerpo que la produce, es decir que, a una determinada temperatura, hay un
límite superior de la cantidad de energía que puede ser emitida en un tiempo dado por
unidad de superficie del cuerpo. A esta máxima cantidad de energía determinada por una
temperatura se la llama radiación de cuerpo negro.
A un cuerpo negro se lo describe en función de su capacidad de emitir. Todos los
materiales reales emiten sólo una fracción de la energía desde un cuerpo a una temperatura
determinada. La habilidad de emitir de un material real, comparado con aquella de un
cuerpo negro, es denominada emisividad del material para una determinada longitud de
onda.
Un cuerpo negro tiene una emisividad igual a 1 a lo largo de todo el espectro de
emisión del cuerpo, un cuerpo gris posee una emisividad superior a 1 pero constante para
todas las longitudes de onda del espectro de emisión del cuerpo y si la emisividad de un
objeto varía con la longitud de onda ese objeto es denominado como un radiador selectivo.
Para poder interpretarlo se analiza que el Sol y la Tierra se comportan como cuerpos negros
y la atmósfera como radiador selectivo mostrando una absorción y una emisión discontinua
en varias partes del espectro. Por ejemplo, encontramos que la nieve es un cuerpo negro,
ya que su temperatura absoluta hace que el espectro de emisión de la nieve se encuentre
en el rango de radiación infrarroja.
RADIACIÓN SOLAR
La cantidad de radiación solar recibida por las plantas está condicionada principalmente
por la elevación del sol sobre la línea del horizonte, transparencia de la atmósfera, horas de
luz, insolación efectiva e interpretación de los rayos solares por parte aérea de las plantas.
La radiación solar es definida como el conjunto de radiaciones electromagnéticas que emite
el Sol, el cual se comporta prácticamente como un cuerpo negro que emite energía a una
temperatura de aproximada de 6000 grados Kelvin (ºK) siguiendo la ley de Planck, que dice:
el poder de emisión de un cuerpo negro, en todas las diferentes longitudes de onda
depende de su temperatura dada. La energía que surge de la radiación solar se distribuye
desde el sector infrarrojo hasta el ultravioleta del espectro electromagnético. No toda la
radiación alcanza la superficie de la Tierra, porque las ondas ultravioletas más cortas, son
absorbidas por los gases de la atmósfera fundamentalmente por el ozono. Definimos a la
irradiancia como aquella magnitud que mide la radiación solar que llega a la Tierra. Es la

medida que toma la energía que por unidad de tiempo y área alcanza a la Tierra. El 99% de
la energía radiante del sol se encuentra dentro del intervalo de longitud de onda de 0.15 a 4
micrómetros (µ).
El espectro de emisión del sol posee los siguientes intervalos de interés agro
meteorológico:
• 0.15 – 0.36 µ radiación ultravioleta
• 0.36 – 0.76 µ radiación visible
• 0.76 – 4 µ radiación calórica o infrarroja
En 9% de la radiación solar total corresponde a la ultravioleta y un 50% al infrarrojo.
Entonces, el 41% restante se encuentra dentro del espectro visible con una intensidad
máxima en las proximidades de los 0.475µ. El espectro de radiación que emite el Sol es
definido como producido en onda corta. La influencia de la porción correspondiente a la
energía ultravioleta en la vida de las plantas es escasa, aunque tiene un efecto biológico
importante ya que tiene acción como bactericida. Los rayos infrarrojos que llegan a la
superficie del suelo se transforman en calor. La radiación insuficiente da lugar, por ejemplo,
a tallos que crecen excesivamente a expensas de hojas y la planta sufre un ahilamiento, con
un sistema radical poco desarrollado, razón por la cual puede producirse el vuelco del
cultivo, muy común en cereales. Otros ejemplos que encontramos son la disminución de
azúcares en la remolacha azucarera o el contenido de almidón en la papa.
La temperatura media de la atmósfera es de aproximadamente unos 250 grados Kelvin
°K (Unos -23 grados centígrados °C) siendo la temperatura aproximada de la Tierra de 283
°K (10 °C), y emiten con un máximo de intensidad de 10 μ y en un rango desde 4 μ a 100 μ;
porque emiten en onda larga.
La energía solar, a medida que ingresa en la atmósfera, puede generar tres tipos de
procesos: reflexión, dispersión y absorción. Por ello, una parte de la energía, sobre todo la
de menor longitud de onda, es dispersada en todo sentido por las partículas atmosféricas y
se transforma en la luz que llega desde el cielo o luz difusa, otra parte es absorbida por la
atmósfera y finalmente otra parte es reflejada por ésta, por el suelo y las nubes hacia el
espacio exterior. De toda la energía que llega a la superficie de la atmósfera solamente el
57% alcanza la superficie terrestre, esto se conoce como coeficiente de transmisión
atmosférica y se lo designa como q = 0.57. Este coeficiente se refiere a la disminución de la
radiación al atravesar una atmósfera pura y seca cuando el Sol se encuentra en el cenit. Sin
embargo, la atmósfera nunca es pura ni seca y el ángulo de inclinación de los rayos solares
varía con la estación del año, a la vez que existen otros aspectos a tener en cuenta como la
turbiedad atmosférica y el efecto que produce el espesor de la atmósfera.
El movimiento diario y anual de la Tierra es un factor fundamental del clima, porque
determina para cada momento y lugar una relación Sol - Atmósfera –Tierra; de aquí surgen
las estaciones del año. La Tierra gira sobre su eje en 24hs y a su vez realiza un movimiento
de traslación en 365,25 días.
Este movimiento sigue la forma de una elipse, cuyo uno de sus focos está ocupado por
el Sol, esto origina que en un momento dado la Tierra se encuentre más cerca del Sol
(perihelio aproximadamente a 144 millones de kilómetros) y en otro momento más alejada

(afelio aproximadamente 152 millones de kilómetros). La coincidencia es que cuando la
Tierra está en perihelio el Polo Sur pende hacia el Sol y cuando está en afelio es el polo
Norte el que pende hacia el Sol. En esta posición se encuentran los solsticios de verano
para un hemisferio Sur y de invierno para hemisferio norte. En el transcurso de los dos
solsticios se encuentran la posición de los equinoccios, donde corresponde al punto donde
la órbita terrestre es interceptada por el plano focal perpendicular al eje mayor de la elipse.
El equinoccio se denomina primaveral para el hemisferio que tiende al verano y otoñal al
hemisferio que tiende al invierno.
El solsticio de verano en el hemisferio sur ocurre en el perihelio y que el arco de la órbita
sea elíptica determina que nuestro invierno dure 7 días más, implicando que el invierno y el
verano de este hemisferio sea más intenso que en el hemisferio norte, sin embargo, gracias
al factor de continentalidad este efecto no ocurre. Al haber menos masa continental en el
hemisferio sur que en el hemisferio norte, la masa oceánica por el calor específico del agua
puede absorber 4 veces más energía y distribuirla en profundidad sin que aumente
considerablemente la temperatura. Durante el invierno el agua libera energía evitando que
se enfríe demasiado el continente. Esto explica por qué en el hemisferio sur no son tan
calientes los veranos y no tan fríos los inviernos como en el hemisferio norte.
La radiación que recibe la superficie dependerá de la inclinación de los rayos solares
en las distintas posiciones con las cuales interactúa, además de verse afectado por la
duración del día. Ambos factores se ven determinados por la época del año, si es que
estamos en invierno o verano. A medida que los rayos llegan más inclinados a la superficie
terrestre, la energía por unidad de área será menor porque debe distribuirse en una
superficie mayor. Los rayos solares llegan a la superficie de la Tierra con distinta inclinación
según la época del año, la mayor inclinación se observa en el solsticio de invierno y la menor
en el solsticio de verano.
Un dato agronómico importante a tener en cuenta es que las pendientes expuestas al
Norte son más insoladas durante el invierno y por consiguiente más calientes que las
expuestas al Sur. Ya que los rayos caen verticalmente calentando más esa superficie por
centímetro cuadrado (cm2
). De aquí la diferencia que se genera entre solana y umbría.
Podemos tomar como ejemplo de aplicación a los camellones de las hortalizas donde se las
ubica sobre la pendiente norte orientando los camellones de Este a Oeste, creando un
microclima particular para esos cultivos de inviernos o primavera.
EFECTOS DE LA ATMÓSFERA SOBRE LA RADIACIÓN
Absorción:
Ocurre cuando el flujo de radiación penetra en un cuerpo y se transforma en
energía térmica. Los constituyentes que conforman la atmósfera obran disminuyendo la
intensidad de la radiación. La absorción por parte de la atmósfera de las radiaciones de
onda corta es en promedio del 14%. Se produce una absorción selectiva por los gases
atmosféricos. Toda la energía de longitud de onda menor a 0.3 micrómetros es absorbida
por el O2 y O3 en el sector alto de la atmósfera. La débil cantidad que alcanza el suelo tiene
importancia biológica. La parte visible está sujeta absorciones selectivas débiles. Por otra
parte se produce absorción no selectiva de cierta importancia por parte de partículas de
polvo y hollín. El calentamiento de la atmósfera es por la emisión de radiación terrestre.

Dispersión:
La dispersión es un fenómeno que se lleva a cabo cuando la energía de la radiación
incidente sobre las partículas o gases atmosféricos tiene una longitud de onda mayor que
las partículas. Cuanto mayor es la longitud de onda, menor es la dispersión, en
consecuencia, ésta es selectiva. Un ejemplo de dispersión lo encontramos en la
responsabilidad que ésta tiene para generar el color azul del cielo, ya que son los rayos de
color azul los más dispersados.
Reflexión difusa o Difusión:
Cuando la longitud de onda del rayo incidente es menor que el diámetro de la partícula
ocurre el fenómeno de difusión. Es una reflexión en todas las direcciones. Las nubes que
poseen partículas de 10 micrómetros producen difusión (luz blanca).
FLUJOS DE RADIACIÓN:
Radiación Global:
Es la suma de todas las radiaciones, en este caso entre la radiación directa y la
radiación difusa.
La radiación directa es definida como la energía recibida por la superficie de la tierra
cuando los rayos solares no han experimentado ninguna desviación ni fenómenos de
dispersión y reflexión difusa, mientras que la radiación difusa es la que en su trayectoria
los rayos solares experimentaron efectos de dispersión y de reflexión debido a los distintos
constituyentes de la atmósfera.
Radiación reflejada o Albedo:
Es la energía de vuelta a la atmósfera y al ser reflejada no experimenta ningún tipo de
transformación. Es energía que llega al suelo y la parte no absorbida ni transmitida se
refleja. Encontramos albedo también en las nubes. Se representa como el porcentaje de
energía reflejada sobre la energía incidente. El albedo puede variar en función del ángulo de
incidencia de los rayos y la superficie en la que actúan los rayos. Por ejemplo, el agua libre
con una elevación del sol de 5º tiene un 71% de albedo con 47º tiene 2%. Influyen sobre
esta también las condiciones hídricas del suelo y el grado de deshidratación de los
vegetales. Por ejemplo, el olivo en estado de capacidad de campo tiene poco albedo, pero si
se encuentra en estado de marchitez permanente expone su parte abaxial de la hoja que es
blanquecina y se tendría un mayor albedo.

Radiación Terrestre:
La emisividad de la superficie del suelo, es variable en función de la superficie y de la
naturaleza de la cobertura vegetal. Contrariamente a la radiación solar que es un fenómeno
discontinuo, ya que depende de la alternancia del día y la noche, la radiación terrestre es un
fenómeno continuo. De la radiación que llega al suelo, lo que no se refleja, penetra al suelo
aumentando la energía de sus moléculas y por consiguiente su temperatura. Si la cantidad
de energía absorbida es mayor que la perdida se produce una acumulación de energía,
produciendo un calentamiento del suelo. El suelo al tener más temperatura va a emitir
energía y la longitud de onda de máxima emisión va a ser menor.
Radiación Atmosférica:
La radiación que emite la atmósfera se atribuye a la absorción de una fracción de la
radiación terrestre por parte del vapor de agua, anhídrido carbónico, ozono y polvo en
suspensión. El efecto invernadero que se produce en la atmósfera se explica debido a que
deja penetrar los rayos de longitud de onda corta de las radiaciones solares y retiene los de
longitud de onda larga emitidos por la radiación terrestre.
Radiación efectiva:
La superficie del suelo y de los órganos vegetales pierde por radiación hacia la
atmósfera una cantidad de energía determinada en función de la temperatura de la
superficie considerada. Oponiéndose a esta pérdida, el suelo y las plantas reciben energía
por radiación solar y la devuelta por la atmósfera.
La diferencia entre la radiación terrestre y la radiación atmosférica es la radiación efectiva y
determina que siempre se producen valores negativos en la economía calórica terrestre.
BALENCE DIURNO Y NOCTURNO DE RADIACIÓN:
La única fuente de energía calórica que llega a la superficie terrestre es la producida por
el Sol, ya que la que proviene de otras fuentes puede considerarse despreciable. El calor
solar es interceptado por nuestro planeta, por lo que tiende a elevar su temperatura. A su
vez, la Tierra irradia calor hacia el espacio exterior, por ello, los procesos de entrada y salida
de energía son llevados a cabo de manera permanente dando lugar a un equilibrio térmico.
Esto implica que durante un período lo suficientemente largo el nivel medio que posee la
energía calórica se mantiene de manera constante.
Con esta idea se relaciona al balance global de calor. Para ello se analiza el flujo de
energía que penetra en la atmósfera y llega a la superficie por un lado, y la energía liberada
por la tierra hacia el espacio exterior por otro. Para mantener el equilibrio térmico la energía
absorbida por el sistema tierra-atmósfera debe ser igual a la que sale del sistema. Se refiere
a la diferencia de los ingresos y egresos de un sistema, por lo que se entiende que el
ingreso es la radiación recibida y los egresos la radiación emitida.
Balance = Rr – Re

La energía que permanece a nivel de los cultivos es utilizada en distintos procesos
como evapotranspiración, calentamiento del aire, calentamiento del suelo y cubierta vegetal
y formación de tejidos y fotosíntesis.
La radiación solar directa es medida con un pirheliómetro y la radiación global con un
piranómetro, llamados también solarímetros. Están compuestos por una cúpula de vidrio que
deja pasar sólo la radiación de onda corta proveniente del sol y excluyendo la radiación en
onda larga. Medir directamente la radiación solar total es por demás conveniente e incluso la
neta, en lugar de estimar ésta a partir de fórmulas basadas en la duración de la insolación o
porcentajes de nubosidad. Este instrumental que registra dicha información es llamado
actinógrafo, son frágiles y exigen su calibración periódica y el manejo por personal
altamente especializado.
ACCIÓN DE LA RADIACIÓN SOBRE EL CRECIMIENTO Y
DESARROLLO
La materia seca de las plantas superiores se origina en el proceso de fotosíntesis, en el
que el pigmento clorofiliano más la radiación originará los carbohidratos a partir de dióxido
de carbono (CO2) y agua (H2O).
CO2 + H2O --------------------- Luz +Clorofila -------------------- (CH2O)n + O2 – 112.000 cal
Se distinguen en este proceso 3 etapas:
• Difusión del CO2 de la atmósfera: ocurre a través de los estomas de las plantas hasta
el centro de acción de los cloroplastos. Depende exclusivamente de la concentración de
CO2 existente en la atmósfera.
• Etapa fotoquímica: En ella la energía lumínica, se transforma en energía química y
depende exclusivamente de la intensidad de la luz reinante.
• Etapa Bioquímica: La energía producida a partir de la luz es utilizada para la reducción
del CO2 dependiendo de la temperatura.
La fotosíntesis es un proceso ineficiente en lo que refiere a la utilización de la luz solar,
ya que solamente la fracción visible del espectro electromagnético la activa (entre 0.36 y
0.76 µ) siendo el requerimiento cuántico muy elevado, ya que utiliza más energía que la que
teóricamente debería utilizar.
Las plantas poseen diversas formas de metabolizar el CO2. Se las divide en plantas C4,
C3 y CAM. Las C4 tienen posibilidad de fotosintetizar con niveles de CO2 de hasta 5 ppm, en
cambio las C3 necesitan hasta 50 ppm. Las C3 tienen fotorespiración y escotorespiración,
mientras que las C4 solamente tienen escotorespiración. La fotorespiración es hasta 3 veces
mayor que la escotorespiración lo que causa un mayor consumo de lo formado por la
fotosíntesis, entonces las C4 provocan un menor consumo de toda la materia seca formada.
El metabolismo “CAM” se descubrió en la familia de las Crassulaceass en donde se
presenta, de ahí su nombre. La denominación de metabolismo ácido toma como referencia a
la acumulación de ácidos orgánicos durante el período nocturno por las plantas que tienen
este tipo de mecanismo de fijación de carbono. Es similar a la vía existente en las plantas
tipo C4, sin embargo en la vía CAM la separación de las dos carboxilaciones no es de

manera espacial, como ocurre en las plantas C4, sino que se desarrolla de forma temporal.
Estas plantas poseen dos carboxilaciones separadas temporalmente llevando a cabo por la
noche la fijación de CO2. Esta primera fase que se lleva adelante por la noche cuando
poseen los estomas abiertos. A través de ellos la planta es capaz de captar el CO2 existente
en la atmósfera. Con la salida del sol, los estomas se cierran para evitar la pérdida de agua
e impidiendo la adquisición de CO2, dando comienzo a la fotosíntesis para formar hidratos
de carbono a través del CO2 acumulado durante la noche.
Es importante tener en cuenta que el crecimiento y desarrollo de las plantas es afectado
también por la intensidad lumínica, esto ocurre en la asimilación de CO2 que puede verse
afectada. A mayor intensidad lumínica mayor CO2, pero eso ocurre hasta un punto de
saturación, es decir, la planta se satura de luz y por más que aumente la intensidad
lumínica ya no hay respuesta por parte de la misma. De acuerdo a este punto de saturación
se clasifican en: plantas umbrófilas que saturan a baja intensidad lumínica (250 – 300
Wxm2
), por ejemplo trigo, arroz; y plantas heliófilas que se saturan con mayor intensidad
(600 – 700 Wxm2
) por ejemplo caña de azúcar, soja, girasol, tomate, algodón.
EFICIENCIA DE LA FOTOSÍNTESIS EN FUNCIÓN DE LA INTENSIDAD LUMÍNICA
La menor eficiencia en la utilización de la radiación con el incremento de la intensidad
lumínica es causada por una resistencia a la difusión del dióxido de carbono a través de la
hoja hacia los cloroplastos. Si la intensidad lumínica es menor, la resistencia es menor y por
ello la fotosíntesis aumenta.
ACCIÓN DE LA TEMPERATURA EN LA FOTOSÍNTESIS Y RESPIRACIÓN
En el proceso de la fotosíntesis la acción de la temperatura es creciente hasta los 30 –
35ºC, para luego decrece bruscamente. La temperatura óptima de los cultivos invernales es
de 25ºC y los estivales de 30 – 35ºC.
Durante el medio día, la fotorespiración es mayor que durante la noche, entonces las
hojas respiran consumiendo materia fotosintética recién formada. Ya que este proceso
ocurre en toda la planta el consumo de materia orgánica por respiración es del 20 al 30%.
La poco asimilación al medio día ocurre por la saturación lumínica y por la temperatura de
las hojas que se encuentran entre 5 a 10ºC por encima que la temperatura del aire.
TERMOPERIODISMO
Para poder satisfacer los procesos vitales fisiológicos, los vegetales deben encontrarse
en un ambiente dentro de ciertos límites de temperatura. Se denomina límite vital de
temperatura al rango de temperatura en que el organismo desarrollará su ciclo de vida
normalmente sin producirse daños.
Existen delimitadas aquellas temperaturas vitales y letales para los vegetales. Dentro de
estas se destacan:
• Umbral inferior: indica la temperatura vital mínima. Por debajo de ella se detiene el
crecimiento o desarrollo y por encima estos procesos son incentivados o incrementados.
• Temperatura óptima: en ella los distintos procesos alcanzan su óptima expresión y
velocidad.

• Umbral superior o temperatura máxima vital: La planta suspende sus procesos
fisiológicos por encima de ella.
• Mínima letal: Es la temperatura en que el vegetal no sólo detiene sus procesos sino que
manifiesta daños permanentes y es probable que se produzca la muerte de sus tejidos. Se
encuentra por debajo de la mínima vital.
• Máxima letal: proceso inverso a la mínima letal.
Un organismo vivo está biológicamente capacitado para adaptarse y tolerar diversos
rangos de situaciones extremas. Esa capacidad variará con cada especie. La capacidad de
tolerancia a la temperatura está definida genéticamente en los vegetales. Se denomina
tolerancia a temperaturas extremas a la propiedad de la planta, específicamente de su
protoplasma, a mostrarse estable frente a situaciones críticas de bajas o altas temperaturas
sin sufrir daños irreversibles.
Por otra parte, también la variación anual y diaria de la temperatura del aire posee un
efecto manifiesto en el desarrollo de los vegetales superiores. Dicha variación, en un ciclo
completo de un año, un día o varios días, constituye un termoperíodo anual o diario y es
caracterizado por presentar dos sectores bien definidos: la termofase positiva y la termofase
negativa. La termofase positiva corresponde al lapso más cálido del termoperíodo, y la
negativa al más frío.
La manera en que reaccionan las plantas al termoperíodo se denomina
termoperiodismo. Éste puede ser: anual o diario, según si la respuesta del vegetal al
termoperíodo se cumpla en un año o en un día.
En algunos frutales como es el caso del manzano o ciruelo, se ve disminuido el valor de
las sumas de temperatura requeridas para que exista un normal desarrollo al tener una
termofase negativa más intensa.
En la distribución geográfica de los cultivos se ve reflejado el termoperiodismo anual;
causa por la cual al intentar introducir especies exóticas, la viabilidad dependerá
fundamentalmente de la similitud entre las condiciones termoperiódicas anuales de las
regiones de origen y las de la región donde se intentará introducir su cultivo.
Clasificación de las plantas según la respuesta a la temperatura
Según el ciclo vital de las plantas en relación a la variación anual de la temperatura,
se establece la siguiente clasificación de plantas:
• Termocíclicas: especies que poseen tejidos activos a la acción de la temperatura durante
uno o más períodos anuales de variación de la temperatura. Ej. plantas perennes (ciruelo y
bianuales como la papa).
• Paratermocíclicas: especies anuales que presentan tejidos activos a la acción de la
temperatura en solamente una de las termofases positiva y negativa. Ej. cereales de
invierno (trigo, cebada, avena, centeno).
• Atermocíclicas: las especies que contienen tejidos activos a la temperatura sólo en la
termofase positiva del termoperíodo anual. Ej. tomate, sorgo, maíz, soja.

Termoperiodismo diario
En 1944, Went trabajó en la demostración de la influencia que posee la variación
diaria de la temperatura en la floración y fructificación del tomate. Así al mantener constante
la temperatura en 26°C esta especie posee un crecimiento indefinido sin florecer ni
fructificar; lo que implica que es necesario un enfriamiento nocturno a 19° C para inducir
estos procesos.
En los cereales invernales, especies de tipo paratermocíclicas, es importante
también la termofase negativa diaria durante los estadios juveniles para que exista un
normal desarrollo.
Variaciones aperiódicas
Una variación fuera de tiempo en la temperatura del aire es producida por la
advección irregular de masas de aire calientes y frías determinando notables consecuencias
y efectos bioclimáticos. Por ejemplo, encontramos que la ocurrencia de días con
temperaturas anormalmente altas hace que, algunas especies como el avellano y almendro,
florezcan prematuramente durante el invierno y sean dañadas por las heladas posteriores,
generando que raramente estas especies logren una eficiente fructifiación y si lo hacen sus
rendimientos son bajos.
Constante térmica
Si sumamos la temperatura media de cada día hasta el momento de la madurez
comenzando desde el momento en que se produce la germinación, la suma total de grados
será siempre la misma cualquiera haya sido la ubicación del cultivo y el año considerado.
Según Réamur, la cebada requiere desde el momento en que se produce la germinación
hasta la madurez una suma de 1700° C, el trigo 2000° C y el maíz 2500° C. El autor, para la
generación de la suma, no considera las temperaturas medias bajo cero grado. A estas
sumas fijas para cada vegetal, se las denomina constante térmica.
La duración en el proceso de vida de los cultivos es diferente debido a este proceso.
Encontramos por ejemplo el caso del maíz que necesita 2500 °C; si el cultivo se efectúa en
una localidad donde la temperatura media diaria es de 25 °C, la planta necesitará 100 días
para alcanzar su estado de madurez. En cambio si la temperatura media fuese de 15° C la
planta necesitará (2500/15) 167 días para llegar a la misma etapa.
Puede calcularse la constante térmica para cualquier subperíodo de crecimiento y
desarrollo de las plantas. Por ejemplo en el almendro, se puede calcular la suma de
temperaturas que se requiere desde floración hasta la foliación.
FOTOPERIODISMO
El accionar de la duración de la longitud del día sobre el proceso de la floración, fue
descubierta hace unos 70 años por dos investigadores del Departamento Norteamericano
de Agricultura (U.S.D.A.), W. W. Garner y H.A. Allard quienes encontraron que tanto la
variedad de tabaco (Nicotiana tabacum) Maryland Mammoth como la variedad de soja
(Glycine max) Biloxi no comenzaban su floración a menos que la longitud del día fuese más
corta que un valor crítico de horas de luz. Garner y Allard denominaron a este fenómeno
fotoperiodismo.
Se denominan fotoperiódicas a las plantas que florecen bajo ciertas condiciones de
luminosidad que dependen de la longitud del día. El fotoperiodismo es la respuesta biológica
que enfrenta a un cambio que se produce en las proporciones existentes de luz y oscuridad
que tiene lugar en un ciclo diario de 24 horas.

La longitud del día es el principal factor que afecta como control del fenómeno de la
floración. Así encontraron que las plantas pueden ser clasificadas en tres tipos: como
plantas de días cortos (PDC), de días largos (PDL) y de días neutro (PDN).
Las PDC comienzan su floración a principios de primavera o en otoño ya que deben
tener un período de luz menor a un cierto valor crítico. Por ejemplo, en el cadillo (Xanthium
strumarium) la floración es inducida por 16 horas o menos de luz Otros ejemplos de PDC
son diversas variedades florales como los crisantemos y las dalias, así como también
variedades de frutillas.
Las PDL, las cuales florecen principalmente en verano, sólo lo hacen si los períodos de
iluminación son mayores que un valor crítico. Encontramos por ejemplo a la espinaca,
algunas variedades de papa y de trigo, los gladiolos, los lirios y la lechuga son ejemplos de
PDL.
Las PDN florecen sin influencia de la longitud del día. Ejemplos son el pepino, el girasol,
el tabaco, el arroz y el maíz.
Hay que tener en claro que las designaciones día corto y día largo son puramente
fisiológicas lo que implica que estén relacionadas con el funcionamiento biológico. El tiempo
absoluto de iluminación no es lo importante.
Algunos investigadores han propuesto en la actualidad un cuarto grupo de plantas, las
plantas de día intermedio (PDI). Por ejemplo, la caña de azúcar sólo florece si es expuesta
a períodos de luz de longitud intermedia. En caso que el período sea mayor o menor que
ese rango intermedio, la planta no florecerá.
Según las diferentes especies la respuesta al fotoperíodo varía. Se encuentran algunas
plantas que solamente necesitan una única exposición al ciclo crítico luz-oscuridad, mientras
que otras, por ejemplo la espinaca, necesitan varias semanas de exposición. Existe una
correlación para muchas plantas entre el número de ciclos de inducción y la rapidez de la
floración o el número de flores que se forman. Algunas plantas necesitan alcanzar cierto
grado de madurez antes de llegar a florecer, mientras que otras poseen la capacidad de
responder al fotoperíodo adecuado incluso cuando se encuentran en la fase inicial del
crecimiento como plántula. Algunas plantas, al llegar a su senescencia (envejecimiento),
finalmente acabarán floreciendo aún cuando no estén expuestas al fotoperíodo adecuado.
Clasificación de las plantas en función del fotoperiodo
En función de la manifestación del tejido activo de la planta a la luz durante su ciclo de
desarrollo y su superposición con el periodo anual de variación de la duración del día. Se
distinguió los siguientes grupos.
• Plantas fotocílicas: son aquellas especies que presentan tejidos activos a la luz
durante un ciclo o más de la variación anual de la duración del día. Ejemplo:
naranjo
• Plantas parafotocíclicas: muestran en las 2 fotofases del periodo de variación
anual de la duración del día sin completarlos. Ejemplo el trigo invernal.
• Plantas afotocíclicas: Son las que presentan tejidos activos en una u otra fase
de la variación anual de la duración del día. Ejemplo el maíz.

2.2 TEMPERATURA DEL SUELO
El suelo funciona como la principal reserva de calor de un sistema agrícola
almacenando energía durante el día y actuando como fuente de calor durante la noche. El
suelo almacena energía durante las estaciones cálidas y la libera al aire durante las épocas
frías.
Entre el suelo y la primera capa de aire ocurre un flujo de calor debido a un proceso de
conducción. La transmisión de calor se debe al movimiento o vibración molecular que se
trasmite de una molécula más activa a una más inactiva. Por ello calor es trasmitido por el
suelo sin que sea necesario cambios en su forma o condiciones físicas.
Así es fundamental la temperatura del suelo debido a que afecta distintos procesos
fisiológicos como la germinación, el crecimiento de raíces y la absorción de agua y sales
minerales.
• Germinación: cada especie posee un intervalo de temperatura específico para poder
germinar. Durante la etapa de emergencia la planta se preocupa en tomar la energía
necesaria desde las reservas que posee las semillas. En el transcurso de la misma, se
realizan procesos enzimáticos y hormonales, cuya rapidez o lentitud están afectados
directamente por la temperatura del suelo. Esto determina que habrá temperaturas que
acorten o alarguen el proceso de emergencia. Eso dependerá de la temperatura sea la
óptima, alta o baja.
• Absorción de agua y minerales: no es un proceso que depende únicamente de la
evapotranspiración, sino de la temperatura del suelo. A bajas temperaturas disminuye la
absorción de agua y de minerales. Por ello, hay que tener en cuenta este factor ya que
puede causar marchitamiento en las hojas ocasionado por un desequilibrio entre la
radiación y la temperatura de la aire con respecto a la temperatura del suelo que, si es
demasiado baja, no permite la actividad normal del sistema radical en la absorción del
agua y elementos minerales.
• Rendimientos de los cultivos: en la mayoría de las situaciones puede ser
considerada como más importante la temperatura del suelo que la temperatura del aire
para el crecimiento vegetal. Por ejemplo, en regiones tropicales hay degeneración en la
producción de tubérculos de papa al verse superada su temperatura optima de 17 ºC.
Régimen del Suelo
Dependiente de la cantidad de radiación neta que llegue a la superficie terrestre se
encontrará el calentamiento del suelo, siendo el resultado de considerar el balance
energético que se produzca con la energía de onda corta y la de onda larga. La radiación
neta que llegue a la superficie del suelo dependerá de factores externos al mismo, entre los
que encontramos a la radiación global disponible, el albedo y el balance resultante entre la
radiación infrarroja que dependerá de la temperatura y de las emisividades de la atmósfera y
la Tierra.
Como resultado de restar a la radiación global el porcentaje de radiación que es
reflejada se encontrará la radiación global total disponible sobre la superficie terrestre,
siendo esto el albedo. Influye sobre esta relación la pendiente existente y la orientación del
lugar, pues se verá modificado el ángulo de incidencia de los rayos solares y el número de

horas de sol recibidas. La presencia de una gran cubierta vegetal, disminuirá la cantidad de
radiación global, no sólo por el efecto de la sombra que hace disminuir la radiación directa,
sino también porque cambiará el albedo. Por ello es que el bosque posee mayor eficacia
que el césped, y en verano un suelo de un bosque denso puede llegar a estar hasta 10
grados ºC más frío que un suelo que no contenga cubierta vegetal.
El nivel de albedo es dependiente de la naturaleza y características de la superficie, y
entre otros factores de su color y la humedad. Así, un suelo oscuro rico en contenido de
materia orgánica puede tener un albedo del 0,3, esto significa que absorbe hasta el 70 % de
la radiación recibida, mientras que en un suelo blanquecino puede llegar a absorber un 30%.
Por ello, cuanto más oscuro el suelo mayor es la absorción que este posee pero también lo
es la emisión nocturna. Por el contrario, los colores blanquecinos actúan de manera inversa.
En este sentido el contenido en materia orgánica resulta decisivo. En los suelos blancos y
claros, el albedo es elevado y puede ser tan intenso que puede llegar a quemar los frutos de
cercanos al suelo por la adición del calor incidente al reflejado por el suelo; eso sucede por
ejemplo en viñedos desarrollados sobre suelos muy calcáreos; el exceso de calor provoca
una fuerte concentración de azúcares, siendo una de las razones de su peculiar aroma y
sabor. Una disminución del ingreso de energía en un suelo puede lograrse mediante el
aumento del albedo del suelo.
Sobre el albedo también influye notoriamente el contenido de humedad del suelo, es
fácil comprobar que un suelo seco se oscurece al ser humedecido disminuyendo el albedo y
aumentando la cantidad de radiación que se absorbe calentándose en general más los
suelos oscuros que los claros. Por ello, a la salida del invierno, cuando en general el
suelo está frío, se puede acelerar el calentamiento de la cama de siembra para
mejorar la germinación, mediante la aplicación de un riego moderado. En cuanto, al
balance de radiación infrarroja es mayor la cantidad de radiación de onda larga perdida en
un suelo mullido y con vegetación al aumentar la superficie radiante, así la situación más
favorable para reducir las pérdidas de irradiación se produce cuando el terreno está liso y
compacto, y limpio de vegetación espontánea.
Influencia de la textura:
Los suelos arenosos poseen una menor capacidad calórica, baja conductividad térmica
y menor enfriamiento evaporativo, por lo que se calientan de manera más rápida en
primavera que los suelos arcillosos.
En los suelos ligeros el desarrollo vegetativo de las plantas ocurre con anterioridad a los
suelos pesados. En cambio en otoño los suelos arenosos se enfrían más rápidamente
mientras que los arcillosos siguen cálidos. Por consiguiente se entiende que los suelos
arenosos son más sensibles a los cambios climáticos. La baja conductividad calórica de los
suelos arenosos hace que la energía recibida se concentre principalmente en una delgada
capa el suelo. Esto junto con la baja capacidad calórica, origina una gran elevación de la
temperatura, lo que muestra que un suelo arenoso se caliente de manera extraordinaria en
sus capas superiores.
Influencia de la orientación o pendiente

En latitudes medias y altas del hemisferio sur la orientación de la pendiente hacia el
Norte recibe más insolación por unidad de superficie que las expuestas hacia el Sur, por
consecuencia de la radiación directa recibida en función de la orientación y pendiente,
mientras que la radiación difusa está afectada solamente por la pendiente, de modo que a
mayor proporción de radiación difusa, menor es la diferencia de energía recibida.
Las pendientes que miran al Noroeste son más cálidas que las que miran al Noreste,
debido no solamente a la duración más breve del goce de radiación sino también a la del
rocío en la mañana que también requiere energía. La mayor diferencia de temperatura de
las pendientes Norte y Sur ocurre en primavera verano, en invierno, por lo contrario esta
diferencia en la orientación de las pendientes es pequeña.
Por esta orientación los cultivos y la vegetación comienzan antes su crecimiento en las
pendientes orientadas al Norte. Como conclusión podemos indicar que la pendiente más
cálida es aquella más próxima a la perpendicularidad de los rayos solares durante la
estación de crecimiento.
Influencia de las labranzas
Las labranzas o labores culturales que se realicen sobre el suelo aumentan la porosidad
y disminuyen su conductividad térmica, reduciendo la propagación del calor en el suelo. La
onda térmica del suelo cultivado tiene una mayor amplitud que la de un suelo sin cultivar. En
las noches, el suelo que ha sido trabajado se encontrará más frío y más expuesto a heladas
que el suelo sin cultivar.
La capa de suelo arada es mala conductora del calor debido a su gran porosidad que
tiende a oponerse a la propagación del flujo calórico proveniente de las capas profundas. El
calor tiende así a conservarse en el nivel considerado, en consecuencia, la temperatura de
las capas subyacentes es más elevada. En los suelos no trabajados, una mayor conducción
térmica compensa de noche las perdidas por radiación y frena el enfriamiento superficial.
Influencia de la cubierta vegetal
La existencia de cobertura vegetal sobre el suelo reduce las variaciones diarias y
estacionales de la temperatura del suelo. La cubierta vegetal se comporta como un aislante
térmico, impidiendo un calentamiento excesivo así como también un enfriamiento muy
grande.
Si un suelo posee cobertura, la vegetación interceptará la radiación solar, impidiendo un
contacto directo evitando así un calentamiento excesivo y si fuera en invierno, al perder la
radiación de onda larga, la vegetación hará de pantalla y el enfriamiento del suelo será
menos intenso.
En las noches el suelo es la principal fuente de calor que evita el enfriamiento intenso
de la superficie y de las capas más bajas de la atmósfera. Una cubierta vegetal reduce la
contribución del suelo generando que la temperatura mínima en superficie sea baja y
correlativamente el enfriamiento de las capas bajas de la atmósfera será más intenso.
Balance Calórico

Se puede definir a la radiación neta como la diferencia entre los flujos de radiación
recibida y emitida. Este parámetro indica la cantidad de energía disponible en la superficie
para el proceso de evaporación, flujos calóricos en el aire y suelo, así como también otros
procesos que requieren energía tales como la fotosíntesis.
Durante la noche los flujos de energía de onda corta son despreciables y la radiación
emitida por la superficie excede a la recibida desde la atmósfera, por lo tanto la radiación
neta nocturna posee un balance negativo. La radiación emitida es negativa porque se
considera que la tierra es más cálida que la atmósfera, entonces se dice que la radiación
neta es generalmente, un 55-70% de la radiación recibida. Para contabilizar la
transformación de energía se ve que parte de la energía se transforma en calor que calienta
al suelo, plantas y atmósfera, una menor parte tomada por las plantas para procesos
metabólicos (fotosíntesis) y finalmente la mayor pare es absorbida como calor latente en los
procesos de evaporación y transpiración.
De este modo: Rn + M = S + H+ IE
Donde: Radiación neta (Rn); termino misceláneo que representa procesos metabólicos
como fotosíntesis y respiración (M), Calor trasmitido al perfil del suelo (S); el calentamiento
del aire es (H) y el flujo evaporativo de calor (IE).
2.3 PRESIÓN ATMOSFÉRICA.
Se define a la presión atmosférica como la fuerza unitaria que ejerce el peso de la
atmósfera por unidad de superficie y es resultante de la atracción gravitacional.
Durante muchos años se creyó que el aire no tenía peso y hasta que en 1643 Torricelli,
un discípulo de Galileo, pudo demostrar mediante un conocido experimento que era posible
conocer el peso de la atmósfera equilibrándolo con el peso de una columna de mercurio.
Sobre esta base se creó el instrumento que sirve para medir la presión, el barómetro de
mercurio.
En la experiencia realizada por Torricelli se observa que la columna de mercurio dentro
del tubo tiene unos 760 milímetros de altura en condiciones normales de temperatura y
ubicada a nivel del mar. En los gases, la presión al igual, que en la atmósfera, se determina
por el número y la velocidad de las moléculas que chocan contra la superficie. Por ello, la
presión depende del número de moléculas contenidas en un determinado volumen y de su
velocidad que es a su vez función de la temperatura, (Criterio microscópico). A medida que
aumenta la altura decrece la presión, de acuerdo con el peso de la masa de aire que va
quedando a alturas superiores, hasta el tope de la atmósfera.
Importancia de la presión en Meteorología
En una carta primero se representa el campo de presión mediante el trazado de
isolíneas que unen puntos de igual valor, generalmente reducidos a nivel del mar- llamadas
isobaras, para conocer la ubicación de los centros de baja (depresiones o ciclones) y de alta
presión (anticiclones). La diferencia de presión entre dos puntos al mismo nivel, da lugar a
un movimiento de aire en el sentido que decrece la presión. Es decir, la fuerza resultante
está dirigida a los valores decrecientes de la presión.
Por ello el movimiento horizontal que posee el aire efectúa el transporte de energía
(calor) y humedad y el movimiento vertical es responsable de la presencia o ausencia de

nubes y de las precipitaciones. Cabe aclarar que si la atmósfera se comportara como se
describió más arriba, el viento se dirigiría directamente desde las altas presiones hacia las
bajas presiones. En la realidad se observa que la dirección depende de un campo bárico
(isolíneas de presión o isobaras).
La diferencia de presión existente no es la única fuerza que actúa ya que también
interesa la rotación de la tierra. Ésta es una de las razones del cambio en la dirección de
movimiento del aire. Por ello el viento sopla más bien en el sentido en que se encuentran las
isobaras, aunque con una pequeña componente hacia la región de baja presión.
ISOBARAS
Se denomina isobara al lugar geométrico que poseen los puntos de igual presión
barométrica en un momento dado. El conjunto de isobaras definen un relieve barométrico
cuyos puntos más importantes son los centros de altas opresiones y de bajas presiones. Al
trazar en una carta las isobaras correspondientes a un gran número de observaciones de
una región o un país, quedan puestas de manifiesto una serie de formaciones típicas de la
distribución de las presiones en un nivel dado. Las principales formaciones que se pueden
observar son: áreas de alta presión y áreas de baja presión. Una zona baja o ciclón es
una región en la que la presión atmosférica es inferior en comparación con las regiones
circundante (una región geográfica rodeada de isobaras cerradas y concéntricas, cuyo valor
disminuye hacia el centro). Los vientos, en el hemisferio Sur, circulan alrededor de las bajas
presiones en el sentido de las agujas del reloj, con una componente hacia el centro
ciclónico.
Un anticiclón es una región en la cual la presión reinante es mayor que en las regiones
circundantes (una región rodeada de isobaras cerradas y concéntricas, donde la presión
aumenta hacia el centro). La circulación de los vientos se manifiesta alrededor de los
centros de alta presión en sentido contrario a las agujas del reloj. En el hemisferio Norte los
sentidos del viento son opuestos a los del hemisferio Sur.
Se llama vaguada a la formación de presión relativamente baja que se extiende desde el
centro de un ciclón hacia afuera. Una cuña de alta presión es una formación alargada que
se extiende desde los centros de alta presión hacia afuera. En la vaguada y en la cuña el
viento circula de manera similar que en bajas y altas presiones respectivamente. Punto
neutral o collado es aquel en el cual se observa que la presión aumenta hacia la posición
de los anticiclones y disminuye hacia donde se hallan los ciclones.
Las propiedades de los ciclones y de los anticiclones, el conocimiento de las distintas
masas de aire y sus frentes, constituyen la base para realizar el pronóstico del tiempo.
VIENTO: CAUSAS Y CARACTERÍSTICAS. DIRECCIÓN, VELOCIDAD,
FUERZA.
FUERZAS
Las diferencias de temperatura en pequeña y gran escala originan diferencias de
presión debido a que el aire caliente es menos denso y por lo tanto más liviano, por lo que
tiende a elevarse generando una disminución de presión respecto de lugares vecinos. El
viento es el movimiento horizontal del aire, comenzará soplando desde las altas presiones
hacia las bajas presiones. Existe una fuerza de presión que ocasiona este flujo de aire, y
será directamente proporcional a la diferencia de presión creada, al volumen de aire

involucrado en el proceso es inversamente proporcional a la distancia horizontal que separa
los sitios en que se produjo el calentamiento diferencial.
CAUSAS DEL VIENTO
Al no estar en equilibrio las masas de aire se produce el viento, el cual se desplazará
desde zonas de mayor presión hacia aquellas de menor presión atmosférica. El viento
adquiere en las capas más bajas de la atmósfera características muy particulares, que
dependen de las condiciones de la superficie terrestre, imprimiendo a los lugares por los
cuales pasa condiciones propias del lugar de origen y de las regiones atravesadas.
CARACTERÍSTICAS DEL VIENTO
El estudio sistemático de las características del viento es muy importante para:
• Dimensionar estructuras de edificios como silos, grandes galpones, edificaciones
elevadas, etc.
• Diseñar campos de generación eólica de energía eléctrica.
• Diseñar protección de márgenes en embalses y los taludes en los diques y presas.
La intensidad del viento puede ser ordenada según su velocidad utilizando la escala
de Beaufort. Esta escala funciona dividiendo en varios tramos según sus efectos y/o daños
causados, desde el aire en calma hasta aquellos huracanes de categoría 5 y los tornados.
La dirección del viento es definida por el punto cardinal desde el que se origina éste y se
mide con un instrumento llamado veleta. La fuerza del viento dependerá principalmente de
su velocidad, por eso en el lenguaje corriente se habla de la fuerza del viento para expresar
justamente su velocidad, y esta dependerá de la diferencia de presión que haya entre dos
lugares.
2.4 TEMPERATURA DEL AIRE. TEMPERATURA MEDIA DIARIA,
MEDIA MENSUAL, MEDIA ESTACIONAL, MEDIA ANUAL, MEDIAS
NORMALES.
La temperatura funciona como un índice que nos indica el calentamiento o enfriamiento
del aire que resulta del intercambio de calor entre la atmósfera y la tierra. Indica en valores
numéricos el nivel de energía interna que se encuentra en un lugar en ese momento. Esta
energía interna se encuentra en equilibrio entre el sistema (plantas, animales, etc.) y el
ambiente (aire). Las características físicas del aire de ser un fluido gaseoso le confiere gran
movilidad y un potencial dinámico en los intercambios del sistema.
Temperatura media diaria de la atmósfera
Es la media aritmética de 24 registros horarios que surgen de la lectura de la banda de
termógrafo. Estos registros son corregidos mediante un índice que surge de 3 lecturas
diarias (a las 9, 15 y 21 hs.) de temperatura de termómetro de mercurio.
Temperatura máxima diaria de la atmósfera
Proviene de la máxima temperatura registrada dentro de los 24 registros horarios que
surgen de la lectura de la banda de termógrafo. Estos registros se comparan con la lectura
del termómetro de mercurio de máxima.

Temperatura mínima diaria de la atmósfera
Es la temperatura mínima registrada dentro de los 24 registros horarios que surgen de
la lectura de la banda de termógrafo. Estos registros se comparan con la lectura del
termómetro de alcohol de mínima.
Las temperaturas se obtienen diariamente, obteniendo la temperatura máxima del día,
la mínima de día y la media. Pasando a los datos de un mes determinado, se puede obtener
para dicho mes la media, la media de todas las máximas, la media de todas las mínimas, y
la máxima y mínima absoluta del mes. Para una serie de "n" años y para un mes (medio de
esos "n" años) se podrá obtener la temperatura media, temperatura media de las máximas,
temperatura media de mínimas, temperatura media de las máximas absolutas, temperatura
media de mínimas absolutas, y las temperaturas mínima absoluta y máxima absoluta.
Temperatura media diaria de la atmósfera
Se calcula a partir de la media aritmética de 24 registros horarios que surgen de la
lectura de la banda de termógrafo. Estos registros son corregidos estadísticamente
utilizando un índice que surge de 3 lecturas diarias (a las 9, 15 y 21 hs.) de temperatura de
termómetro de mercurio.
Temperatura máxima diaria de la atmósfera
Corresponde a la máxima temperatura registrada dentro de los 24 registros horarios
que surgen de la lectura de la banda de termógrafo. Estos registros son comparados con la
lectura del termómetro de mercurio de máxima.
Temperatura mínima diaria de la atmósfera
Es obtenida a partir de la mínima registrada dentro de los 24 registros horarios que
surgen de la lectura de la banda de termógrafo. Estos registros son comparados con la
lectura del termómetro de alcohol de mínima.
ISOTERMAS
Se puede cartografiar la temperatura a través de las llamadas isotermas, que unen
puntos de la superficie terrestre que tienen igual temperatura. Se generaliza tomando
superficies con parecidos valores de temperatura y representando superficies a las que
asignamos valores medios próximos (iguales). Las temperaturas varían según los meses del
año. Por encima de 20ºC, se registran en una amplia zona situada entre los trópicos de
Cáncer y de Capricornio (zona intertropical). La Zona fría se sitúa en las zonas polares.
Entre la zona cálida y la fría se sitúa una franja de valores intermedios que es la zona
templada.
AMPLITUD TÉRMICA

Se define a la amplitud térmica como la diferencia que existe entre la temperatura más
alta y la más baja registrada en un lugar o zona, durante un determinado período.
En climatología la oscilación térmica diaria es medida y cuanto mayor sea la amplitud
térmica, mayor será la diferencia que exista entre las temperaturas del día y la noche. En las
series climáticas la amplitud térmica es la diferencia entre la temperatura media del mes
más cálido y la del más frío. Este dato, normalmente se utiliza en la investigación de la
atmósfera y del océano de una zona geográfica determinada. En general, los climas que
corresponden a zonas costeras o cercanas al mar presentan oscilaciones térmicas bajas,
por los efectos moderadores o suavizadores de la masa hídrica. Por el contrario, los climas
de zonas interiores o continentales suelen presentar una fuerte oscilación térmica tanto
diaria como anual, con la excepción de las zonas ecuatoriales o tropicales, dónde las altas
temperaturas son constantes. Puede considerarse como amplitud térmica baja aquella
inferior a 10 °C, media entre 10 a 18 °C, alta superior a los 18 °C, e insignificante la menor
de 5 °C.
CLIMA ECUATORIAL, CONTINENTAL, MARÍTIMO Y MONZÓNICOS
Ecuatorial
Su principal característica son sus temperaturas muy elevadas. También, que la
duración día/noche y la posición de los rayos solares se ven modificadas mínimamente a lo
largo del año, factor que unido al elevado grado de humedad que existe produce un calor
asfixiante. La media de las temperaturas es durante todos los meses superior a los 18 ºC,
sin embargo, no son los climas más cálidos del planeta, los superan algunos climas de tipo
tropical y los desiertos cálidos. La temperatura media mensual se encuentra entre los 20º y
los 27ºC. La fundamental característica de estos climas es su escasa amplitud térmica
anual. La diferencia que existe entre el mes más frío y el mes más cálido no supera los 3º C.
La amplitud térmica también es mínima entre la actividad diurna/nocturna, aunque algo más
elevada que la anual. Cuando refresca un poco, en las últimas horas de la tarde o primeras
de la noche, es el momento en que se producen las lluvias termo convectivas que
caracterizan a este tipo de climas y son prácticamente diarias.
Las precipitaciones se presentan en gran cantidad y de manera constante a lo largo de
todo el año. El total de precipitaciones es repartido a lo largo del año y suele superar los
2000 milímetros. No contiene meses secos, aunque existen meses más o menos lluviosos.
Las mayores precipitaciones son coincidentes con los equinoccios, mientras que los
mínimos períodos de lluvia se producen en los solsticios. La humedad relativa es muy
elevada durante en todo el año. La presencia de elevadas y constantes altas temperaturas
genera que el aire cálido se esté elevando de forma constante, creando los centros de bajas
presiones predominantes en estas áreas. Al elevarse el aire se enfría por lo que al este estar
muy cargado de humedad y cercano al punto de saturación, una pequeña disminución de la
temperatura provoca la condensación y precipitaciones. Se suelen producir la mayor parte
de las precipitaciones en las últimas horas del día al descender las temperaturas
levemente.
Continental

Se lo encuentra en casi todas las zonas templadas, con la única excepción de
aquellas zonas ubicadas en la franja costera occidental de tipo oceánico. Se encuentra muy
bien representada en el hemisferio Norte, en donde la influencia de los continentes es
importante debido a la gran extensión que ocupan entre los 40º y 60º de latitud (Estados
Unidos, Canadá, Europa, Siberia). Por otra parte en el hemisferio Sur, a razón del
adelgazamiento (o de la desaparición) de los continentes al Sur del paralelo 40º, es muy
difícil encontrar zonas con este clima salvo en la Argentina en las zonas de la pampa seca
del Sudeste y la Patagonia. El clima continental posee altos contrastes entre un invierno
muy frío y seco que se opone a un verano cálido y lluvioso. La amplitud anual que existe
entre las temperaturas estivales e invernales es muy fuerte. Igual situación se presenta con
las precipitaciones que caen sobre todo durante la estación cálida a finales de la primavera y
en verano, presentadas como violentos aguaceros de tormenta. Así se encuentran bien
opuestos un invierno frío y seco y un verano cálido y lluvioso, mientras que las estaciones
intermedias como la primavera y el otoño se recortan en tiempo en forma notable.
Marítimo
Característico de su ubicación geográfica específica entre los 40 y 60º de latitud
Norte, zona de influencia que poseen las borrascas ciclónicas. Se encuentra sobre las
fachadas occidentales de los continentes. En el hemisferio Norte el clima oceánico reina
sobre la costa atlántica de Europa, desde Portugal a Noruega (incluyendo las orillas del
Canal de la mancha y del Mar del Norte), sobre la costa pacífica de los Estados Unidos
(Oregón, Washington), de Canadá (Columbia Británica) y de Alaska. En el hemisferio Sur en
cambio, domina sobre la vertiente pacífica de Chile meridional, Tasmania y Nueva Zelanda.
En el clima oceánico existe una pequeña oscilación térmica entre un invierno suave y un
verano fresco. En ninguna otra parte del mundo las estaciones intermedias están mejor
caracterizadas como otoño y primavera. Hacia el interior del continente así como también
hacia los trópicos y hacia el círculo polar, el clima oceánico se ve modificado sensiblemente.
Las distintas regiones que poseen este clima suelen presentar frecuentes tormentas
ciclónicas en la que se ve involucrada la masa de aire húmeda y fresca. Es muy húmedo y
con precipitaciones durante todos el año, pero siempre en mayor volumen durante el
invierno. La oscilación térmica anual es menor para aquellas latitudes medias y las
temperaturas durante el invierno suelen ser relativamente suaves en comparación con otras
regiones de equivalente latitud.
Monzónicos
Los climas de tipo monzónicos pueden ser definidos como tropicales por su latitud,
sin embargo, presentan unos contrastes más fuertes que este tipo de clima. Así vemos en la
distribución estacional de las precipitaciones y también de las temperaturas, que presentan
un marcado contraste entre el verano y el invierno. En la estación invernal, cuando el viento
monzónico sopla desde el interior del gran continente euroasiático, las temperaturas son
relativamente bajas para su latitud, e incluso esporádicamente puede haber alguna invasión
de aire frío procedente del gran anticiclón eurosiberiano. Las medias invernales suelen estar
en torno a los 15º C por debajo de la isoterma límite de los 18º C. señalada para este tipo de
climas. En verano cuando el monzón sopla desde el mar, arrastra masas de aire muy

cálidas y húmedas, dando lugar a temperaturas medias mensuales en torno a los 35ºC. Esto
provoca una amplitud térmica muy elevada que puede llegar hasta los veinte grados. En el
área de los monzones se encuentran los climas más húmedos del planeta, pudiendo superar
los 5000 mm anuales. Pero, más que la cantidad los climas monzónicos se caracterizan
especialmente por un gran contraste estacional entre una estación seca en invierno y una
estación húmeda en verano.
Se encuentran en forma exclusiva a lo largo del continente asiático, ya que la enorme
masa que posee este continente provoca modificaciones de gran porte en la circulación
general de la atmósfera de estas áreas. Durante el invierno el monzón sopla desde el
interior del continente en donde se encuentra instalado un centro de altas presiones a razón
de las bajas temperaturas. El aire seco que ingresa explica la escasez de precipitaciones
durante estos meses. En el verano, en el interior del continente asiático es instalado un
centro de bajas presiones cuya razón se encuentra en las elevadas temperaturas. El viento
sopla desde el mar y arrastra masas de aire muy cálidas y cargadas de humedad, que
provocan precipitaciones muy elevadas que pueden superar los 400 milímetros en varios
meses.
2.5 HUMEDAD DEL AIRE. CARACTERÍSTICAS. FORMAS DE
EXPRESIÓN. CONCEPTO DE SATURACIÓN. HUMEDAD DEL AIRE.
COMO FACTOR DE PRODUCCIÓN DE PLAGAS Y ENFERMEDADES
VEGETALES Y ANIMALES
Definimos a la humedad atmosférica como la cantidad de vapor de agua contenida en el
aire. Varía según las condiciones climatológicas, está presente en la tropósfera (desde el
nivel del mar hasta una altura media de 11 km) y varía de 0 a 25 % en volumen. Es uno de
los componentes más variables de la atmósfera y proviene de la evaporación de las
superficies líquidas como océanos, lagos y ríos; la transpiración de las plantas y animales y
evaporación de los suelos sin vegetación.
Aire húmedo = aire seco + vapor de agua.
Para la producción agropecuaria es importante el estudio de la humedad atmosférica ya
que posee influencia sobre la temperatura del aire, absorbe selectivamente la radiación
terrestre e interviene en los procesos termodinámicos, alterando el balance calórico
atmosférico y terrestre. También regula la transpiración de los vegetales y la evaporación del
agua en la capa superficial del suelo. Por otra parte, existen determinadas relaciones entre
las condiciones de humedad atmosférica y la favorabilidad para que se manifiesten algunas
plagas de la agricultura debidas a enfermedades criptogámicas e insectos. Por ejemplo la
roya del trigo, la perenóspora de la vid, sarna del peral, etc., que son muy favorecidas con
alta humedad. Cabe aclarar que todas las plagas de la agricultura necesitan determinadas
condiciones de temperatura y humedad. Los fenómenos de condensación o congelación
producen nubes, nieblas, rocío, lluvias, granizo y nieve.
La concentración que existe de vapor de agua en el aire puede expresarse a través de
diferentes tipos de índices como por ejemplo la humedad absoluta, humedad específica,
proporción de mezcla, presión parcial del vapor de agua, punto de rocío y humedad relativa.
Se llama humedad absoluta al peso en gramos del vapor de agua contenido en 1 m3
de

aire. Se expresa en g/m3
(con valores medios de 10 a 12 g/m3
, pero puede llegar hasta 40
g/m3
)
En meteorología dinámica es utilizado preferentemente el concepto de humedad
específica, que expresa los gramos de vapor de agua contenidos en 1 kg de aire húmedo a
que se refiere. Se expresa en g/kg. Difiere poco del anterior la proporción de la mezcla, o
gramos de vapor de agua mezclados con 1 kg de aire seco. Se expresa igualmente en g/kg.
Por otra parte, se denomina presión parcial del vapor de agua a la parte de la presión
atmosférica total ejercida por el vapor de agua contenido en la atmósfera. Se expresa en
unidades de presión, milibares o centímetros o milímetros de mercurio. Cuando el aire se
encuentra saturado de vapor de agua, la presión parcial del vapor es llamada presión de
saturación, la cual depende de la temperatura. Cuanto más caliente está una masa de aire,
mayor es la cantidad de vapor de agua. A temperaturas bajas puede almacenar menos
vapor de agua. Cuando una masa de aire caliente se enfría se desprende del vapor que le
sobra en forma de precipitación.
Podemos definir a la temperatura en la que el aire se encuentra saturado como el punto
de rocío, se alcanza cuando el aire al no poder contener más vapor de agua se condensa
en forma de gotas. El rocío se forma sobre aquellos objetos a los que por un intenso
enfriamiento, alcanzan la temperatura que marca el punto de rocío.
Por lo general la atmósfera no posee la cantidad máxima de vapor de agua, por eso tiene
mucha importancia poder conocer cuál es la humedad relativa. La relación que existe entre
la cantidad de vapor de agua que contiene el aire en un momento dado y la que puede
contener si estuviese saturado a la misma temperatura se expresa en % de humedad; no
nos indica la cantidad de gramos de agua que hay en la atmósfera sino la cantidad de agua
que este es capaz de admitir. La humedad relativa es muy sensible al efecto de las
variaciones de temperatura, aún sin verse modificada la cantidad de vapor de agua del aire.
La humedad relativa (HR) es la medida de la humedad del aire más utilizada. Es la
relación, expresado en porcentaje, de la presión parcial del vapor de agua (ep) y la presión
de saturación del vapor de agua (eps) para la misma temperatura y presión atmosférica:
Son tres los principios básicos que rigen el comportamiento del vapor de agua en la
atmósfera:
• La tensión de vapor es proporcional a la masa de vapor que existe en el aire
• A una dada temperatura hay un máximo de vapor de agua que el aire puede retener.
La tensión de vapor, cuando el aire retiene el máximo de vapor es denominada
tensión de vapor de saturación o tensión máxima de vapor.
• Cuanto mayor es la temperatura del aire, mayor es la masa de vapor que puede
retener.

El estado de saturación también puede alcanzarse enfriando la masa de aire,
manteniendo constante la cantidad absoluta de agua. A este punto en que se obtiene la
saturación se llama temperatura del punto de rocío. Para obtener la temperatura del punto
de rocío, es la temperatura a lo que se debe enfriar una masa de aire manteniendo
constante su contenido de vapor de agua y de presión (Jagsich, O. 1954).
2.6 PRECIPITACIONES. CAUSAS Y MECANISMOS.
El ciclo de agua en la atmósfera contiene esencialmente tres partes:
a- Evaporación
b- Condensación
c- Precipitación
La condensación es definida como el cambio de estado de vapor a líquido. Al
producirse la acumulación de moléculas de agua se forman gotitas extremadamente
pequeñas. Por el contrario en el proceso de precipitación se juntan muchas de esas
pequeñas gotas para formar gotas más grandes, del tamaño de las gotas de lluvia, o
cristales de hielo y agrupaciones de ellos del tamaño de copos de nieve. El término
precipitación es utilizado para la caída de estos hidrometeoros que alcanzan la superficie
terrestre.
Los principales tipos de precipitación son:
Llovizna: se compone de pequeñas gotas de agua con tamaños bastante uniformes. Es
similar a un riego tenue. Las gotas parecen flotar en el aire por su tan pequeño tamaño y
siguen las evoluciones del movimiento de éste. Además, se caracterizan por ser muy
numerosas y encontrarse muy próximas unas de otras.
Lluvia: las gotas son más grandes que las que encontramos en una llovizna. Es una
precipitación de agua líquida. Bajo la existencia de vientos en superficie puede apreciarse
que la trayectoria de caída de las gotas sufre una inclinación en la dirección de éste.
Nieve: es precipitación de agua pero en este caso en estado sólido, con forma de cristales
de hielo, en su mayor parte ramificados. Incluso a temperaturas inferiores a las de
congelación, estos cristales se ven rodeados de una delgada capa líquida, quedando
soldados constituyendo grandes copos cuando chocan unos contra otros.
Aguanieve: mezcla de nieve y lluvia.
Lluvia engelante: si el agua, ya condensada, comienza a precipitar en forma líquida a
través del aire frío, al momento de chocar con el suelo o la superficie de los objetos
expuestos a la intemperie (con temperaturas inferiores a 0°C) el agua sufre un
congelamiento, dando como resultado la formación de una capa de hielo glaseado.
Granizo: al presentarse nubes de tormenta de gran desarrollo vertical (tipo cumulonimbus)
la gota de lluvia que se genera dentro de la nube se ve arrastrada hacia niveles superiores
donde las temperaturas son inferiores a 0 grados °C y, en presencia de núcleos
descongelación, se congela. Cuando cae se va fundiendo, pero en su camino puede

encontrarse nuevamente con las corrientes ascendentes que la llevarán a zonas de
congelación, proceso por el cual puede aumentar su tamaño repetidas veces hasta que por
su propio peso caerán a superficie. Debido al gran tamaño que adquirieron, no llegarán a
alcanzar a fundirse por completo al llegar al suelo y por lo tanto se presentarán en estado
sólido con la dureza del hielo. Son generalmente llamadas piedras de granizo, y además en
su caída, pueden soldarse con otros granizos formando terrones de gran tamaño y forma
irregular.
CLASIFICACIÓN DE LAS PRECIPITACIONES SEGÚN SU ORIGEN.
CARACTERÍSTICAS: CANTIDAD, INTENSIDAD, FRECUENCIA.
Las precipitaciones surgen del vapor de agua en el aire, siendo el proceso de mayor
eficacia en producir un exceso de vapor de agua en el aire es el enfriamiento; la manera
más rápida de producirlo es con la variación de la elevación, la cual puede ocurrir por
diversas causas. Según la causa se tienen los siguientes tipos genéticos de
precipitación:
a) Frontales: en el movimiento de las masas aéreas, aquellas frías representan verdaderos
obstáculos para las masas calientes. Por lo tanto, el aire caliente menos denso, sube y se
enfría. Si hay suficiente humedad, también origina precipitaciones que dependen de la
dirección del movimiento de las masas y su estado de equilibrio.
b) Orográficas: si una masa aérea en movimiento encuentra un obstáculo orográfico, se
eleva. Durante la elevación se enfría, alcanza el punto de rocío y comienza a eliminar el
excedente de vapor de agua. Los productos de condensación, gotitas de agua o cristales de
nieve según sea la temperatura reinante, crecen progresivamente y debido a su peso se
precipitan a tierra.
c) Ciclonales: debido a que la superficie de la tierra se calienta en forma desigual, sobre las
regiones más calentadas el aire se dilata, disminuye su densidad y se reduce la presión bajo
la cual se encuentra. Hacia esas regiones de baja presión o regiones ciclonales fluye el aire
de los alrededores, según el grado de humedad se forman nubes altas estratificadas que
pueden dar lugar a precipitaciones moderadas.
d) Convectivas o de tormenta: para que pueda formarse una nube de tormenta y
desprenderse de ella precipitaciones de consideración, es necesario que se eleve una masa
de aire muy caliente y húmedo. Esto ocurre sólo cuando el gradiente térmico es superior a –
1°/100 m, o sea cuando el equilibrio de las masas aéreas es inestable. Esta elevación suele
ser violenta, con enfriamiento rápido y las precipitaciones son breves pero abundantes. La
serie se inicia con una granizada, continúa con una lluvia fuerte y prosigue con lluvia
moderada para terminar, antes de finalizar la tormenta en lluvia fina.
Principalmente hay dos procesos causantes de precipitación; a través de los cristales
de hielo o por captura.
Cuando el aire asciende, se enfría por expansión, aumenta la humedad relativa, se satura y
en presencia de núcleos de condensación se forman gotitas. Estas gotitas no se congelan
aunque la temperatura esté muy por debajo del punto de fusión del hielo (0°C) hasta no
encontrar núcleos de congelación (partículas de arcilla caolinita, de emanaciones
volcánicas, etc.). Es así que en una nube coexisten cristales de hielo y gotas de agua
subenfriadas, las cuales tienden a evaporarse, depositándose el vapor directamente sobre
los cristales de hielo. En cuanto a algunos de los elementos de la nube se hayan hecho más
grandes que otros, caerán por gravedad a través de ella generándose un proceso de

captura. Se llama captura directa cuando una gota de lluvia barre en su caída las gotitas
más pequeñas por su lado delantero, aumentando su tamaño. El otro proceso se denomina
captura de estela y ocurre cuando una gota de lluvia atrapa a otras gotas en trayecto
debido a la succión que genera la reducción de la resistencia del aire detrás de sí.
Tratamiento estadístico de la precipitación
Del análisis de las precipitaciones surge como principal característica descriptiva su
discontinuidad. Otros elementos del clima entre los que encontramos a la temperatura,
pueden medirse en cualquier momento a la vez que efectuarse un número casi infinito de
observaciones cada día, sin embargo en lo que refiere a las precipitaciones esto no es
posible puesto que hay días en que no pueden efectuarse observaciones ya que el
fenómeno no se produce. Incluso, en un día de lluvia, ésta no se registrará necesariamente
durante todo el transcurso del día, sino que puede ocurrir en ciertas horas del mismo, o
inclusive durante unos pocos minutos. Para obtener los valores diarios, mensuales, anuales,
se deberán tener en cuenta los valores totales acumulados, a diferencia de la temperatura
en que los valores se obtienen como un promedio.
• Precipitación diaria: es la precipitación mayor a 0,1 mm acumulada entre las 08:00
h de un día y las 08:00 h del siguiente.
• Precipitación mensual: es la correspondiente a la suma de todas las
precipitaciones diarias del mes.
• Precipitación anual: es la total acumulada desde las 08:00 h del día 1ro. de enero
de un año a las 08:00 h del día 1ro. de enero del año siguiente (año pluviométrico),
igual a la suma de los valores de precipitación mensual de los doce meses del año.
• Otros índices: semanal, decádica.
Con estos datos es posible obtener los valores climáticos de precipitación:
• Precipitación media mensual: promedio de una serie de precipitaciones
mensuales, en un período no menor a 30 años.
• Precipitación media anual: promedio de una serie de precipitaciones anuales, en
• un período no menor a 30 años.
• Número de días con precipitación: promedio de días en un período en que se
produjo alguna precipitación, en una serie no menor a 30 años.
ISOHIETAS
Son definidas como líneas imaginarias que unen puntos de igual magnitud de
precipitación. A través de ellas es factible conocer la distribución geográfica de la
precipitación en una región, país, continente, etc., para así poder delimitar zonas de aridez y
exceso de lluvias.
RÉGIMEN DE PRECIPITACIONES:

En aquellas regiones en qué las precipitaciones se distribuyen uniformemente durante
todo el año, su régimen de precipitaciones se denomina régimen isohigro. En ese caso la
humedad relativa máxima se produce en invierno y la mínima en verano. Encontramos como
ejemplo los partidos de la provincia de Buenos Aires de Junín y Pergamino.
En aquellas regiones donde las lluvias se producen preferentemente en el semestre frío
se las denomina régimen mediterráneo. La humedad relativa máxima se registra en invierno
y la mínima en verano. Como ejemplo encontramos las localidades de Bariloche y Ushuaia.
En las regiones donde las lluvias ocurren exclusivamente en el semestre cálido se las
conoce como régimen monzónicos. La humedad relativa se registra a fines de verano o
principios de otoño. Ejemplo son las provincias de Tucumán o Córdoba.
2.7 EVAPORACIÓN. CONCEPTO, PROCESOS Y FACTORES
CONCURRENTES
La humedad atmosférica se produce con la evaporación del agua al nivel del suelo. Las
moléculas de vapor de agua escapan desde las masas de agua, del agua que empapa y
circula sobre la tierra, y de las plantas, por lo que la devolución del agua a la atmósfera se
lleva a cabo mediante un proceso físico que consta de la evaporación directa del agua en
la superficie del suelo. A su vez, parte importante del agua precipitada puede ser
interceptada por la vegetación y vaporarse desde el follaje sin llegar al suelo. Por otra parte,
está compuesto de un proceso biológico a través de la absorción y posterior transpiración
de los vegetales.
En zonas con existencia de vegetación se presentan conjuntamente ambos procesos
que combinados se les denomina evapotranspiración. No solamente es difícil el separarlos,
sino que es de gran interés el considerarlos como un único proceso. La necesidad de
energía para la evaporación es grande, por lo tanto, la evaporación dependerá de la
cantidad de calor absorbida por el suelo, que está en relación con el balance energético.
La evaporación continuará hasta el momento que el aire en contacto con la superficie
evaporante esté saturado, allí se produce un equilibrio entre las moléculas que dejan el
líquido y el de las que se transforman en gotas de agua provenientes del vapor de agua. La
evaporación, en consecuencia, está relacionada con la humedad relativa del aire, que a su
vez, es función de la humedad absoluta y de la temperatura, así como de la presión. Como
ejemplo encontramos que cuanto más rápido es el viento, más rápidamente se renueva el
aire en contacto con la superficie que se evapora.
FACTORES FUNDAMENTALES QUE INTERVIENEN EN LA EVAPORACIÓN
a) Energía disponible para la evaporación del agua: la fuente principal de la energía utilizada
en la evapotranspiración es la radiación solar. Parte de ésta se utiliza en calentar el suelo y
el aire, y la restante es empleada en el proceso de la evaporación. La energía acumulada en
el suelo y el aire pueden suministrarse posteriormente al proceso de evaporación.
b) Déficit de saturación o higrométrico: es la diferencia que existe entre la tensión de vapor
en saturación a la temperatura existente, y la tensión de vapor que realmente existe. A
mayor déficit mayor será la evaporación.

c) Temperatura: La tensión de vapor en saturación será tanto mayor cuanto mayor sea la
temperatura. Luego la evaporación aumentará con la temperatura.
d) Velocidad del viento: El viento funciona asegurando el reemplazo del aire más o menos
saturado en contacto con la superficie evaporante, por nuevas capas que tienen una
humedad inferior. Favorece así la evaporación.
e) Superficie evaporante: Según la naturaleza o tipo de superficie tendremos un diferente
comportamiento frente a la evaporación. Considerando el tipo de vegetación, se pueden
considerar diferentes características como son: capacidad de reflejar la radiación incidente;
tanto por ciento de superficie cubierta; extensión del sistema radicular; fisiología de la hoja,
etc. El suelo, también tiene diferentes comportamientos, habrá que considerar: capacidad de
retención del agua y su capacidad de accesibilidad de esta a capas superiores. Se debe
tener en cuenta propiedades como son la textura y el contenido en materia orgánica. La
humedad del suelo, la evaporación es mayor cuando estamos próximos a la capacidad de
campo y disminuye según nos acercamos al coeficiente de marchitamiento.
f) Presión: A mayor presión, la evaporación es inferior.
EVAPOTRANSPIRACIÓN: CONCEPTO, PROCESOS Y FACTORES
CONCURRENTES
EVAPOTRANSPIRACIÓN. EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL Y
EVAPOTRANSPIRACIÓN DE REFERENCIA
El término de evapotranspiración es utilizado tanto para describir el proceso físico de
pérdida de agua por evaporación como el proceso de evaporación del agua absorbida por
las plantas (transpiración).
Las unidades usuales son las de milímetros/día ó milímetros/mes (equivalentes a L/m2
día -ó L/m2 mes-) y las de m3/ha día (se recuerda que para pasar de mm a m3/ha se tiene
que multiplicar por 10). El concepto de evapotranspiración potencial (ETP) clásico ha sido
criticado por diversos autores, especialmente en las zonas semiáridas y áridas. Así Perrier
en 1984 propone abandonar el concepto de ETP y propone como alternativa el concepto de
evaporación potencial EP, que define la evaporación cuando toda la superficie está saturada
de agua, de manera que no haya ninguna restricción de humedad. El concepto de
evapotranspiración potencial fue definido por Thornthwaite en 1948 como el máximo de
evapotranspiración que depende únicamente del clima. Según Thornthwaite no hay ninguna
restricción de agua en el suelo y su magnitud depende exclusivamente del clima, para su
evaluación no se definió la superficie evaporante. En 1956, Penman, define la
evapotranspiración potencial como la cantidad de agua transpirada por un cultivo corto de
césped que cubre el suelo en su totalidad y sin ninguna falta de agua.
Se define a la evapotranspiración potencial por Papadakis en 1980 como la cantidad
de agua que se necesita para obtener una vegetación o un rendimiento cercano al
óptimo. En investigaciones realizadas con posterioridad se observó que el valor de la ETP
no representa la capacidad evaporativa máxima existente. Se ha comprobado como en
zonas de escasas precipitaciones, áridas y semiáridas la evapotranspiración en algunos
cultivos de mayor porte como el maíz, girasol, alfalfa, sorgo, es superior a la que puede ser
estimada a través de la ET medida en un césped, lo que aconsejaba utilizar otro concepto.

De este modo se introdujo el concepto de evapotranspiración de referencia (ETr)
definido para un cultivo específico. Existen diversas razones prácticas para la definición de
la evapotranspiración para un cultivo específico de referencia. Una de las definiciones que
encontramos de la evapotranspiración de referencia es como la evapotranspiración de
una superficie de cultivo de pradera o alfalfa (superficie extensa con césped de altura
uniforme y crecimiento activo) que cubre completamente el suelo y sin ninguna
restricción de agua. Tanto Sys en 1990 como ya antes Doorenbos y Pruitt en 1976
definieron al concepto de evapotranspiración de referencia como aquella que corresponde a
un cultivo de pradera de bajo porte (7-15 cm), cubriendo completamente el suelo y sin sufrir
limitación de agua (ETr). Por otra parte el modelo de Penman-Monteith define la
evapotranspiración de referencia como la que se produce en un cultivo hipotético que tiene
una altura de 12 cm, una resistencia de cubierta de 69 s/m, una resistencia aerodinámica de
208/U2 s/m, donde U2 es la velocidad que posee el viento a dos metros de altura; y un
albedo de 0,23.
La Evapotranspiración calculada, ETc, es definida por Perrier en 1984 como el resultado
de la aplicación específica de una determinada formula. Por otra parte se encuentran varios
análisis realizados por asociaciones, por ejemplo la de ingenieros civiles de Estados Unidos,
en que se comparan los diferentes métodos de estimación de la evapotranspiración a través
de datos obtenidos con medidas directas a partir de lisímetros.
TANQUE DE EVAPORACIÓN
Para medir la velocidad de evaporación se utilizan tanques normalizados. Ante la
ausencia de lluvias la cantidad de agua evaporada durante un periodo de tiempo específico
se corresponde con el descenso del nivel de agua en este periodo. El tanque más utilizado
para esta medición es el denominado tipo A, es circular de 120,7 cm de diámetro y 25 de
profundidad y se coloca en una plataforma 15 cm por sobre el nivel del suelo y el nivel del
agua se debe mantener entre 5-7,5 cm del borde de la cubeta.
Diariamente se realiza la obtención de la lectura de la medida, al mismo tiempo que
se lee la precipitación. Por lo general se realiza a través de un cilindro (pozo tranquilizador)
que se ubica cerca del borde que sirve para cortar cualquier oscilación que se produce en la
superficie del agua. Si se desea medir con mayor precisión se utiliza un tornillo
micrométrico.
La evapotranspiración real es la cantidad de agua, expresada en mm/día, que es
efectivamente evaporada desde la superficie del suelo y transpirada por la cubierta vegetal.
En general, cuando se aborda el punto de la evapotranspiración real, se hace referencia a la
que se obtiene en un balance de humedad en el suelo. En un balance hídrico, la
evapotranspiración potencial (o de referencia) sólo se lleva a cabo cuando el suelo dispone
de bastante agua para suplirla, de modo que en los períodos sin humedad en el suelo el
valor de la pérdida de humedad puede ser menor que el calculado, es lo que se conoce
como evapotranspiración real, que para un mes en concreto sería la suma de la
precipitación en ese periodo y la reserva de agua del suelo al inicio del mismo. Sólo cuando
el valor anterior supera a la evaporación potencial (o referencia), puede satisfacerse ésta y,
en este caso, coincide con la real, el exceso de agua permanece como reserva del suelo. En
los períodos más húmedos, dicho exceso, puede superar a la capacidad de reserva y
existirá una evacuación de la sobrante por drenaje o escorrentía superficial si la
permeabilidad del suelo es inferior a la intensidad de la precipitación.

Existe una relación directa que nos indica que cuanto mayor es la evapotranspiración
real de una zona determinada, mayor será la formación de biomasa vegetal en dicha zona,
no dejando de lado el conocimiento a cerca de una limitación en función de la fertilidad del
suelo, que podría constituirse en el factor limitante del crecimiento de las plantas.
La evapotranspiración del cultivo en ausencia de falta de agua es el resultado de multiplicar la evapotranspiración de
referencia por el coeficiente de cultivo.
ETc = ETr x Kc
En donde Kc, es dependiente del tipo de cultivo y su fase de desarrollo, y ETr se encuentra en función de variables
climáticas. La expresión se aplica cuando no se produce ningún tipo de estrés hídrico, déficit que suele ocurrir cuando se ha
agotado el 70-80% del agua disponible del suelo. Por debajo, ese valor de Kc se reduce hasta anularse, cuando se alcanza el punto
de marchitez.

Lectura 2 elementos del clima

Recomendados

Recomendados

Más contenido relacionado

La actualidad más candente

La actualidad más candente (15)

Similar a Lectura 2 elementos del clima

Similar a Lectura 2 elementos del clima (20)

Más de agustinc3333

Más de agustinc3333 (20)

Último

Último (20)

Lectura 2 elementos del clima