Lucio Manrique de Lara SurezUNIVERSIDAD NACIONAL AGRARIA DE LA SELVAEscuela de PosgradoBioclimatologa

1. INTRODUCCINCiencia ecolgica, que estudia las relaciones entre el clima y los seres vivos haciendo referencia a las clasificaciones bioclimticas existentes en la tierra, las cuales se basan en la temperatura, precipitacin, radiacin solar, humedad relativa y evaporacin. Todas ellas se representan por medio de ndices y grficos que sirven de base para conocer los potenciales climticos para el desarrollo de la vida.

Interrogantes centrales

Cmo influye el clima en las plantas?

Qu es y qu objetivos tiene la bioclimatologa?

Cules son los datos climticos de mayor inters en bioclimatologa?

Dnde podemos obtener datos climticos de nuestro pas?

Qu son los ndices y los diagramas climticos y cul es su utilidad?

Cules son los ndices y diagramas climticos de mayor inters en bioclimatologa?

El clima determina las condiciones de vida para las plantas: Disponibilidad de agua. Temperaturas. Influencia del clima en las plantas y la cubierta vegetal:

Indirecta: acta sobre la competencia (esta es la ms frecuente). Directa: condiciones extremas. 1.1. Generalidades

Bioclimatologa: ciencia que estudia la influencia del clima sobre la distribucin de los seres vivos e intenta definir cientficamente unos modelos climticos en relacin con aquella. Conseguidos sus objetivos puede ser de gran valor predictivo. Las plantas, por su inmovilidad como individuos, son un material biolgico excelente para detectar los fenmenos climticos: Las plantas perennes con rganos areos persistentes, no se mueven y toleran los periodos desfavorables. Las plantas anuales y los gefitos (perennes pero sin rganos areos en la poca desfavorable) ponen de manifiesto los periodos favorables. Esta lnea en la perspectiva vegetal es denominada Fitoclimatologa, pero es aceptable que las plantas y las comunidades vegetales, por sus caractersticas, puedan representar a todo el conjunto del ecosistema.

Los datos realmente disponibles a escala mundial son los que se registran en las estaciones meteorolgicas de cada pas. En la mayora slo se mide la precipitacin (estaciones pluviomtricas) a travs de registros diarios, semanales o mensuales (pluvimetros totalizadores). Las estaciones termopluviomtricas registran diariamente las temperaturas mximas y mnimas, as como la precipitacin. Las estaciones completas, que registran otros parmetros climticos (humedad, viento, presin, radiacin, etc.), son muy escasas. Por norma se usa como temperatura media la semisuma de las temperaturas mxima y mnima diaria. El Instituto Espaol de Meteorologa tiene disponibles datos informatizados de todas las estaciones meteorolgicas activas en Espaa.

1.2. Datos climticos

Conceptos generales1. Tiempo Conjunto de caractersticas que definen el estado momentneo de la atmsfera en un determinado lugar.Por ejemplo: Ayer fue un da lluvioso en la ciudad de Pucallpa, la primera semana de abril hubo heladas en Puno.

2. ClimaIntegracin de las condiciones del tiempo atmosfrico sobre un rea determinada.El tiempo vara enormemente de un momento a otro y de un lugar a otro, mientras que el clima permanece prcticamente constante.

3. MeteorologaEstudia la atmsfera y los fenmenos o procesos que tienen lugar en ella y que determinan el tiempo atmosfrico, como son la presin, vientos, temperatura, la lluvia, entre otros, tratando de determinar las caractersticas fsicas y qumicas, estableciendo los principios y leyes que los rigen.

4. BioclimatologaVariaciones de las condiciones climatolgicas en funcin a la inclinacin o curvatura de la superficie de terrestre, radiacin solar, latitud y tipo de atmsfera. Que determinan el tipo y forma de vida.

Elementos y Factores Meteorolgicos

Altitud

1. Elementos

Son las variables fsicas utilizadas para indicar el estado o condicin fsica de la atmsfera, las que podemos clasificarlos como:

a) Elementos meteorolgicos primarios Son aquellos cuyos orgenes no dependen de la interaccin entre la tierra y la atmsfera, entre ellos tenemos:La presin atmosfrica yLa radiacin solar.

b) Elementos meteorolgicos secundariosOriginados como consecuencia del intercambio energtico entre la tierra y la atmsfera, entre ellos tenemos:

Temperatura del aire yHumedad Atmosfrica C) Elementos meteorolgicos terciarios

Originados por la interaccin entre los elementos primarios y los secundarios, como:Vientos o movimientos del aire.Nubes.Precipitacin.

2. Factores

Se refiere a los agentes que modifican la magnitud de los elementos meteorolgicos, y pueden agruparse en:

a) Factores permanentes.Latitud.Altitud.Distribucin de continentes y ocanos.Barrera de montaas .Relieve topogrfico .Movimientos de la tierra: Rotacin y Traslacin.b) Factores variables.Corrientes marinas .Masas de aire..Centros de altas presiones..Gases contaminantes y aerosoles..Cobertura vegetal y tipo de suelos.

1. Elementos meteorolgicosPresin atmosfricaEs una magnitud fsica que indica la relacin que existe entre el peso o fuerza de un cuerpo y el rea sobre la cual descansa; por lo tanto, la presin atmosfrica es la presin ejercida por la masa de la atmsfera.

Unidades de presin1. Milmetro de mercurio (mmhg)Bajo condiciones normales (CN); es decir, al nivel del mar, a 0 C y a 45 de latitud, la columna de mercurio tiene una longitud de 76 cm; por eso se dice que la presin atmosfrica es equivalente a una columna de 760 mmhg., significa, si la atmsfera fuera comprimida hasta alcanzar la misma densidad del mercurio, sta tendra un espesor de 0,76 cm.2. Milibares (mb)En meteorologa, teniendo en cuenta que los mmhg son unidades lineales, se utiliza como unidad de medida al milibar (mb), que es la milsima parte de una bar; o sea, igual a 1000 din/cm.

Medicin de la presin atmosfrica a. El barmetro de mercurioInstrumento cuyo funcionamiento est basado en el experimento de Torricelli. Consta bsicamente de un depsito o cubeta con mercurio, un tubo de vidrio calibrado, tambin con Hg, protegido por una estructura metlica sobre la cual est grabada la escala de medicin. Adjunto al barmetro se encuentra un termmetro que permite medir la temperatura del mercurio, que sirve para realizar las correcciones por dilatacin.

Variacin de la presin atmosfrica a.Variacin diariaAl observar el bargrafo, se puede ver que la presin atmosfrica vara continuamente, una de estas variaciones se presenta en forma peridica en el transcurso de las 24 horas del da, variacin que recibe el nombre de marcha diaria o marea baromtrica.Si las condiciones meteorolgicas son de franca estabilidad, se observa dos mnimas y dos mximas. A la media noche, la curva se inicia de un valor superior a la media de donde desciende hacia un primer mnimo, alrededor de las 4 horas, para luego ascender hasta su primer mximo, entre las 09 y 10 horas, desde este instante desciende de nuevo hasta alcanzar su segundo mnimo a las 16 horas para ascender nuevamente y alcanzar su segundo mximo sobre las 22 horas.

b. Variacin anual de la presinLa presin atmosfrica sufre una variacin bastante regular en el curso del ao, siendo mxima en invierno, por la mayor densidad del aire fro y, mnima en verano.La amplitud de la variacin anual de la presin atmosfrica se incrementa con la latitud: as, por ejemplo, en la zona ecuatorial, como es el caso de Cajamarca (7 S) el rango es solamente 3mb.Adems de la variacin regular, la presin varia considerablemente a causa del pasaje de grandes masas de aire de un lugar, desde los centros de alta hacia los de baja presin. En general en los centros de altas presiones predomina buen tiempo y en los de baja, tiempo lluvioso.

c. Variacin de la presin con la alturaLa presin desciende rpidamente con la altura; puesto que disminuye la densidad y el espesor de la capa atmosfrica. Cerca del nivel del mar es de aproximadamente 1 mb por cada 8.5 m, mientras que a unos 5000 m a razn de 1 mb, por cada 15 m de diferencia de nivel.

Para una atmsfera estndar se puede aplicar tambin la siguiente relacin:

H =44308 (1 (P/Po)0,19003Donde:P= Presin del lugarPo= 1013 mb.

AltitudPresin(km)(mb)01013,005,5500,0010265,002055,303012,00500,80800,011000,0003

d. Variacin horizontal de la presinLa presin y su distribucin horizontal son de importancia fundamental para comprender el estado actual del tiempo y su evolucin. - Reduccin de la presin al nivel del mar

Los valores baromtricos observados en las distintas estaciones meteorolgicas de una regin y que estn ubicadas a altitudes diferentes pueden ser comparados solamente, si son transferidos primeramente a un nivel de referencia, que convencionalmente es el nivel del mar. Al aplicar la ecuacin de Laplace, la temperatura de la superficie se toma generalmente igual a la media entre la temperatura, al nivel del mar se calcula aplicando al gradiente trmico igual a 6,5C por 1000m.

A la relacin que existe entre la diferencia de presiones y la distancia horizontal que separa se denomina gradiente brico horizontal: dicho de otra manera, es la diferencia de valores de isbaras contiguas que se hallan a la unidad de distancia.- Isbaras, superficies isobricas Se denomina isbaras a las lneas que unen a los puntos que en un momento dado tienen la misma presin atmosfrica.

El trazado de las isbaras, marc el inicio de los pronsticos del tiempo, aunque con poco xito, por el hecho que la distribucin de la presin en la superficie es solo un aspecto parcial del panorama baromtrico en su conjunto. Por eso hacia necesario realizar observaciones de la presin a diferentes alturas, que se logra mediante el concepto de superficies isobricas, que son los lugares geomtricos de los puntos de espacio en los cuales hay una misma presin en un instante dado; permitiendo determinar la direccin y velocidad de los vientos en la altura.

Formas isobricas

Las formas que adquieren las isbaras, son muchas, pero las ms importantes son de altas presiones, bajas presiones, las dorsales, en V, en U y paralelas.Las reas de altas y bajas presiones, estn constituidas por isbaras cerradas, en las primeras, el valor aumenta de la periferia al interior en el que se da una zona de mxima que se suele representar por la letra H (high = alto) y se denomina tambin anticiclones. En las segundas la presin disminuye de la periferia al interior en el que se da el valor mnimo y se suele representar por la letra L ( low = bajo), estas ocupan reas ms reducidas que las altas, porque tienen un gradiente horizontal ms alto y se denominan tambin ciclones.

Distribucin de la presin atmosfrica en la superficie terrestreObservando los mapas isobricos anuales, donde estn representados los valores medios, en trminos generales, se puede apreciar las siguientes regiones:

Alrededor de la zona ecuatorial se presenta una zona de bajas presiones ocasionada por el mayor calentamiento de las masas de aire, constituyndose en la denominada Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT); el aire que llega cada vez con mayor temperatura y humedad; por tanto, se produce la conveccin de masas, el aire que asciende se enfra, el vapor de agua se condensa y finalmente esta zona constituye una de las ms lluviosas del mundo.

Radiacin solar

Conjunto de radiaciones electromagnticas emitidas por el sol. El Sol se comporta prcticamente como un cuerpo negro que emite energa a una temperatura de unos 6000 K.No toda la radiacin alcanza la superficie de la Tierra, pues las ondas ultravioletas, ms cortas, son absorbidas por los gases de la atmsfera fundamentalmente por el Ozono.

As como la radiacin solar es el origen de todos los fenmenos fsicos atmosfricos que se producen sobre la tierra, tambin es el origen de todos los procesos biolgicos. Entonces, la Bioclimatologa es la ciencia que estudia la relacin de ambos procesos (fsicos y biolgicos) con el comportamiento de cultivos agrcolas forestales, etc. Conjunto de elementos climticos o diversidad de combinaciones que permiten a una especie cumplir su ciclo de vida; estudiando las exigencias, tolerancias y lmites meteorolgicos y climticos de animales, plantas cultivadas en su ambiente de cultivo o plantacin.

Irradiancia Irradiancia instantnea La irradianca en el exterior de la atmsfera depende de la constante solar, distancia al Sol y del ngulo cenital (poca del ao, latitud y hora del da); es decir: I = IoEocosz Iocosz cosz = sensen + coscoscoshSiendo z el ngulo cenital, el ngulo de declinacin el ngulo latitudinal.La radiacin solar es cero cuando el Sol se encuentra en el horizonte matutino, se incrementa progresivamente a medida que el Sol se eleva, alcanzando su mximo al medio da, cuando el ngulo cenital es mnimo, a partir de este instante, la intensidad comienza disminuir hasta que vuelve a ser igual a cero en el momento en que el Sol se oculta.Irradiancia diaria La irradiancia diaria, es la integracin de la irradiancia instantnea, desde que el sol sale hasta que se oculta.

Atenuacin de la radiacin solar en la atmsfera

La energa solar que llega a la superficie terrestre no es la misma que llega en su camino hacia la tierra, es atenuada por masa atmosfrica, a travs de la reflexin, dispersin y absorcin.

a.ReflexinFenmeno por el cual, la radiacin es devuelta al espacio antes de haber sido absorbida y/o transmitida; los componentes de la atmsfera se comportan como espejos difusos frente a la radiacin solar. Debido a la reflexin, la Tierra puede ser vista por los astronautas desde el espacio. La reflectividad o albedo del sistema Tierra-atmsfera, bajo condiciones de cielo despejado, es de aproximadamente 17 por ciento. El albedo de los cultivos en la zona ecuatorial se considera de 25 por ciento.

El albedo vara en funcin del ngulo de incidencia de la radiacin y de la naturaleza fsica de la superficie, como se puede apreciar en el cuadro adjunto.b. Dispersin La radiacin solar que entra a la atmsfera es esparcida por las molculas del aire y por las partculas gruesas (polvo y humo).

Formando la radiacin difusa. La cantidad y la direccin de la dispersin dependen del tamao de partculas dispersoras en relacin con la longitud de onda de la radiacin incidente. La eficiencia de la dispersin es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda.

Las partculas grandes, el color del cielo toma un tinte blanquecino. La intensidad del color azul del cielo puede, por lo tanto, ser considerado como un ndice de la cantidad de impurezas presentes en la atmsfera. La reflexin difusa debida a las gotitas de agua tambin produce una apariencia blanquecina como de niebla. La luz difusa es la que permite que los objetos que no estn expuestos a la luz directa, pueden ser vistos, tal como ocurre en el interior de una habitacin.c. La Absorcin Un estudio del espectro solar a un nivel de la superficie terrestre, revela la presencia de numerosas lneas y bandas muy angostas, primeramente debidas a la absorcin de los gases de la atmsfera del Sol y, el resto, es consecuencia de la absorcin selectiva por parte de los constituyentes de la atmsfera terrestre.

Balance de radiacin solar

Balance de radiacin solar

El balance de la radiacin solar se refiere a la contabilidad de los ingresos y egresos de energa, contabilidad de los ingresos y egresos de energa. Convencionalmente, se acepta que, cuando un cuerpo recibe energa, sta se computa como siendo positiva, y cuando pierde, como negativa. A la sumatoria algebraica de las cantidades de energa que llegan y salen de la superficie se denomina balance de energa o radiacin neta.La distribucin estacional y geogrfica de la radiacin solar es ahora marcadamente diferente a la que llega al exterior de la atmsfera, en ausencia de la atenuacin debida a los gases atmosfricos y a los aerosoles. Por lo tanto se observa lo siguiente:

A. La insolacin diaria es considerablemente reducida en todas las latitudes si se compara con los valores no atenuados.

El mximo hemisfrico es desplazado hasta alrededor de 35 de latitud. El ms estival en los polos desaparece ya que la absorcin es grande debido a la baja elevacin del sol y, por tanto, ala gran masa ptica que tiene que atravesar el rayo solar.Para facilitar el conocimiento de las ganancias y prdidas de energa en la superficie, se considera que el balance de la radiacin (Qn) de onda corta (Qc) y el de onda larga (Ql); es decir,Qn = Qc + QI

Balance de Radiacin de Onda Corta El balance de radiacin de onda corta (Qc), est dado por la diferencia entre la radiacin global incidente (Qg) y la radiacin reflejada (R) desde la superficie, por tanto:Qc=Q RQc= Qg (1 - r) onda corta

Zonas de clima solara. Zona tropical Comprendida entre los trpicos, se caracteriza por presentar dos mximos y dos mnimos de radiacin, correspondiente a los equinoccios y los solsticios. Dos veces al ao se observa que la radiacin del brillo solar en el Ecuador es siempre de 12 horas y en los trpicos oscila entre 10,5 horas en invierno y 13,5 horas, en verano.b. Zonas templadas Se encuentra en ambos hemisferios, entre los trpicos y el crculo polar. Anualmente existe un mximo y un mnimo de radiacin solar: la duracin del brillo solar astronmicamente posible oscila entre 0 y 24 horas a lo largo del crculo polar y entre 10.5 y 13.5 horas en los trpicos. El ngulo de elevacin solar disminuye en direccin a los polos.

c. Zonas polares Se encuentra en ambos hemisferios, se extienden desde el crculo polar (6633 N y S) hasta los polos. La oscilacin anual de la duracin del brillo solar astronmicamente posible aumenta en direccin a los polos, donde existe medio ao de da y medio ao de noche. Las zonas de clima solar dan la base para la distribucin de los climas sobre la tierra, pero la distribucin de la radiacin en la superficie terrestre depende de otros factores, tales como los elementos astronmicos, la nubosidad, el albedo, la distribucin de ocanos y continentes, del intercambio de calor con la atmsfera.

Duracin del brillo solar; Una consecuencia de las estaciones del ao es la variacin del perodo diurno; es decir, el fotoperodo.

El fotoperodo, se refiere a la duracin del da (N), definido por el tiempo que tarda el Sol en recorrer la parte visible de la esfera celeste, desde el naciente hasta el poniente, definidos por los ngulos horarios respectivos: -H y H, teniendo en cuenta que la velocidad angular de la tierra es de 15 / h, se tiene: N = 2H / 15 horas

Temperatura

Magnitud que expresa el estado o ndice de calor de un cuerpo. Se dice que la temperatura es la condicin que determina la capacidad de un cuerpo de recibir o de ceder calor. En un sistema de dos cuerpos, el que cede calor es aquel que tiene mayor temperatura y no necesariamente el que tiene mayor cantidad de energa interna; esto se debe a las diferencias de capacidad trmica que tienen las sustancias.Por ejemplo, dos cantidades iguales de masa de suelo y de agua a la misma temperatura, el suelo tiene menor cantidad de calor interno que el agua; es decir, el agua tiene mayor capacidad trmica.

Medicin de la TemperaturaTiene lugar a travs de la determinacin de la variacin de ciertas propiedades de los cuerpos sometidos a diferentes temperaturas, tales como el cambio de volumen de los slidos y lquidos; tambin se utiliza la variacin de la resistencia elctrica de los metales y la fuerza termoelctrica producida por dos metales en contacto. El instrumento que sirve para medir la temperatura se llama termmetro.

Lugar y hora de medicin Depende de los fines y necesidades de la informacin; as, por ejemplo, en la meteorologa sinptica las observaciones de la temperatura del aire se realizan en los diferentes niveles de la atmsfera, a intervalos regulares de tiempo, que son establecidos por la OMM. En climatologa, la temperatura es medida dentro de la caseta meteorolgica a una altura ente 1,5 y 2,0 m. En agrometeorologa, las observaciones se realizan a diferentes alturas, dentro del dosel de las plantas y cubierta vegetal.

2. Caseta MeteorolgicaEs un ambiente construido por paredes de madera tipo persiana a fin de permitir un adecuado intercambio gaseoso entre el interior y el exterior, tanto lateral como vertical. Cubierta por un techo de madera para proteger de la lluvia, granizo, nieve insolacin, Etc. Existe de diferentes tipos y tamaos, pintadas de color blanco (interior y exterior).

Tipos de TermmetrosMs comnmente usados son: de estacin, de mxima, de mnima, registradores, de resistencia elctrica, termoelctricos, etc.

Termmetro de Estacin

Llamado tambin termmetro seco, consta de un bulbo y un capilar que contienen el mercurio, protegidos por una estructura de vidrio sobre la cual est adosada una escala. Cuando la temperatura se incrementa, el mercurio del bulbo se dilata en el capilar, el valor de la temperatura disminuye, el mercurio se contrae. El rango de la escala es generalmente de 20 a 50 C, la mayora de las escalas estn divididas en intervalos de 0,2 0,5 C, de tal manera que se puede hacer estimaciones de 0,1 C.

Termmetro de MximaGeneralmente de mercurio se basa en el mismo principio que el termmetro clnico, es decir lleva un estrangulamiento entre el bulbo y el capilar de manera tal que, cuando la temperatura se incrementa, el aumento de volumen de mercurio del bulbo produce el paso hacia el capilar, hasta lograr el valor mximo de temperatura.

Termmetro de Mnima La sustancia utilizada en los termmetros de mnima, es generalmente alcohol (debido a su bajo punto de congelacin) cuyo funcionamiento es similar al termmetro ordinario de mercurio, con la diferencia de que el interno del capilar adentro de la columna de alcohol, se encuentra una barrita indicadora.

Termgrafos

Es un termmetro que realiza un registro constante de la variacin de la temperatura en funcin del tiempo. El termgrafo ms comn es el bimetlico. Para estudios especiales, como el caso de determinaciones de gradientes de temperatura, se usan los termgrafos elctricos. Generalmente los termgrafos estn combinados con registradores de humedad relativa, en cuyo caso se denominan termohigrgrafos.

Geotermmetros

Sirven para medir la temperatura del suelo, a diferentes profundidades, generalmente a 2, 5, 10, 20, 50 y 100 cm. El suelo debe estar cubierto con gras y rastrojos, a veces es necesario conocer los valores de temperatura en condiciones de suelo desnudo. Las observaciones deben realizarse en suelos representativos, no disturbados, bien nivelados y no sujetos a inundaciones

Temperatura del sueloLa superficie del suelo, con o sin vegetacin, es la principal receptora y absorbente de la radiacin solar y de la radiacin atmosfrica, siendo tambin emisora de radiacin. El balance de radiacin, variable en el curso del da y del ao, produce las variaciones respectivas de temperatura del suelo y del aire.

La temperatura mnima del suelo tiene lugar en el momento en que el balance de radiacin pasa de negativo a positivo luego, se incrementa ocurriendo la mxima, cuando el balance es mximo; a partir de este momento, comienza a disminuir.Los suelos orgnicos presentan una baja difusibilidad trmica debido a su mayor porosidad; adems con la profundidad disminuye la amplitud de la temperatura, producindose un retraso progresivo de los momentos de ocurrencia de las temperaturas extremas

Temperatura del aireConstituye una de las variables meteorolgicas importantes en el estudio del tiempo y el clima. Desde el punto de vista ecolgico, la temperatura, junto con la humedad controla el crecimiento y la distribucin de los organismos sobre la superficie terrestre.

La temperatura tiende a disminuir con la altitud y la latitud. Por ejemplo: la presencia de la Corriente marina de Humboldt provoca una moderacin trmica y agudiza el efecto latitudinal de la temperatura media. En la Cuarta Regin la temperatura es ms baja (cerca de 3,7 C en el litoral) lo que corresponde a su latitud. La presencia de la corriente de agua fra origina una capa de inversin trmica que afecta a la Regin, lo normal es que la temperatura del aire desde el nivel del mar hasta la alta atmsfera disminuya gradualmente, Sin embargo, una capa de agua fra en el nivel superficial del mar, origina que ocurra una inversin, esto es, que una capa de aire caliente se encuentre sobre una capa de aire fro.

Esto estabiliza el aire y limita la constitucin del gradiente de temperatura necesario para la formacin de nubes que aportan la precipitacin.

El efecto de la temperatura en los organismos resulta obvio si se compara el tipo de vegetacin tropical de la selva amaznica con el de la sierra; o el crecimiento y la reproduccin activa del verano con el estado de latencia del invierno, en las regiones extratropicales, inclusive cuando los organismos estn aletargados, los procesos bioqumicos que tiene lugar en ellos estn influenciados por la temperatura del ambiente. Los desiertos ridos pueden convertirse en productivos mediante la irrigacin, pero el inconveniente de una temperatura excesivamente alta o baja no puede ser controlado eficientemente, excepto en pequeas extensiones, por eso es que se considera a la temperatura como el elemento climatolgico ms importante y se dedica especial atencin y cuidado en su determinacin.

Cada ao, el Desierto de Gobi devora 3.600 kilmetros cuadrados de superficie productiva. El avance del desierto y las prdidas econmicas que esto trae ha llevado al gobierno de China a poner en marcha una de sus grandes empresas.

La nueva Gran Muralla Verde ( Green Wall of China), este proyecto comenz con el siglo y estima plantar 4.480 kilmetros cuadrados de bosques a lo largo del corredor norte que limita con el mencionado desierto. La primera fase de este programa de forestacin llevar 73 aos pero ya est cambiando la cara de la zona.

Variacin de la Temperatura Vara tanto en el tiempo como en el espacio, la variacin temporal puede analizarse en forma diaria y anual.Bajo condiciones del cielo despejado, la variacin diaria de la temperatura describe una lnea sinusoidal; va desde un valor mnimo en la madrugada hasta un mximo pasado el medio da, para ir luego decreciendo hasta la puesta del Sol y durante la noche. El momento de la mxima temperatura no coincide con la mxima incidencia de la radiacin solar, sino que se produce poco despus de sta, esto se debe a que las ganancias de energa se van acumulando progresivamente. La variacin diaria y anual de la temperatura depende del balance de radiacin en la superficie, estos procesos son afectados por factores de carcter meteorolgico y geogrfico.

Latitud:Distancia angular, medida sobre un meridiano, entre la lnea del Ecuador y el paralelo de una localizacin terrestre (o de cualquier otro planeta). Si el punto pertenece al hemisferio norte es positiva y negativa para el hemisferio sur. Vara entre 0 y 90 (norte) y entre 0 y - 90 (sur).

A mayor distancia de los polos, mayor temperatura. En los extremos del planeta (polos) se encuentran las zonas fras que se van transformando en templadas hasta llegar a clidas en la zona media.

AltitudLa presin atmosfrica decrece con la altura. En las grandes alturas, la intensidad de la radiacin ultravioleta es significativamente mayor que a nivel del mar.La diversidad de paisajes que se encuentra en los Andes est muy ligada a la altitud. Mientras que los picos estn cubiertos de nieve, los valles interiores son semitropicales.

Cuanto mayor sea la altitud sobre el nivel del mar, menor es la temperatura. A mayor altitud menor presin del aire

-A mayor altitud menor cantidad de oxgeno.

A mayor altitud menor temperatura. -A mayor altitud menor humedad (baja higrometra). A mayor altitud menor proteccin contra la radiacin solar. A mayor altitud menor resguardo contra el viento. A mayor altitud menor contaminacin. -A mayor altitud menos poblacin. -A mayor altitud mas silencio.

Relieve:El relieve terrestre hace referencia a las formas que tiene la corteza terrestre o litosfera en la superficie, tanto al referirnos a las tierras emergidas, como al relieve submarino.

- Las montaas ms antiguas son bajas y redondeadas debido al desgaste que han sufrido durante el tiempo.

Las ms nuevas, son altas y puntiagudas.

Altitudes sobre el nivel del mar de los relieves prominentes de cada pas en todo el mundo

Las mesetas se formaron por la erosin de las montaas o el levantamiento del terreno, en forma menos brusca que las montaas.

Las llanuras surgieron por evaporacin de algunos lagos, el alejamiento de los mares o la sedimentacin sustancias arrastradas por los ros.

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El clima es, el autntico creador de las formas del relieve. Acta sobre las estructuras que han levantado los agentes dinmicos, pero de la forma final es responsable el clima, incluso invirtiendo las estructuras primarias.

HELADAS

En muchas regiones del mundo las heladas constituyen un verdadero factor limitante para la produccin agrcola y donde stas son frecuentes, afecta la distribucin de las especies naturales y cultivadas, determinando el modo y tipo de cultivos de una regin. El fenmeno de la helada como contingencia agrcola ocurre cuando la temperatura del aire desciende a valores tan bajos que produce la muerte de las plantas.

La helada es un proceso a travs del cual los cristales de hielo son depositados sobre las superficies expuestas o se forman dentro de los tejidos del vegetal, como consecuencia de que la temperatura ha descendido por debajo del punto de congelacin del agua.

Tipos de Heladas

Se divide en tres grupos:

heladas segn su origenheladas segn poca heladas segn apariencia

Heladas segn su origen

1. Heladas de AdveccinSon provocadas por una invasin de aire fro procedente de otras regiones, se presentan frecuentemente en zonas de climas templados que se encuentran bajo la influencia del movimiento de masas de aire procedentes de los polos que se desplazan sobre extensiones muy grandes, persistiendo por varios das provocando serios daos en la agricultura. El aire fro se propaga con velocidades regulares y con corrientes turbulentas en la capa de aire prxima al suelo. La nubosidad que puede acompaar, a este fenmeno no tiene influencia decisiva sobre la temperatura, puesto que toda la masa de aire est fra.2. Heladas de RadiacinSon ms localizadas que las de adveccin, afecta exclusivamente al microclima. Se presentan en condiciones de aire en calma o con vientos muy flojos, el cielo se presenta limpio debido a la escasez de vapor de agua facilitan las prdidas de calor por irradiacin desde la superficie, constituye una caracterstica esencial cuya estabilidad atmosfrica impide la mezcla turbulenta con capas superiores de mayor temperatura. En las laderas el aire ms fro y ms denso, drena hacia las partes ms bajas de los valles y planicies a travs de un flujo laminar, dando como resultado que las heladas sean ms intensas y ms frecuentes en las partes ms bajas y en las depresiones del terreno.3. Heladas Mixtas se producen cuando la adveccin y la irradiacin ocurren en forma simultnea. Otras veces, cuando el proceso de irradiacin es fuerte. En otros casos, los procesos de adveccin no llegan a producir heladas, pero contribuye a la formacin de heladas de irradiacin.

Heladas segn la poca

1. Heladas invernales Son las que presentan en el invierno, provocan menos daos en los climas templados y fros debido a que esta poca la mayor parte de las plantas se hallan en reposo.Sin embargo, en zonas tropicales, los daos pueden ser de gran consideracin, especialmente en plantas perennes como el cafeto, los daos son debidos a la falta de reposo significa en el invierno y a su baja tolerancia al fro.

2. Heladas de primavera Las de primavera o tardas son las que se presentan despus de haber finalizado el invierno en los climas templados y fros; son muy perjudiciales puesto que encuentran a las plantas en estado activo con surgimiento de brotes, botones florales y frutos.

3. Heladas otoalesSe presentan en otoo antes de iniciarse el invierno pueden ser dainas cuando todava existe vegetacin activa. Los fros prematuros en otoo pueden interrumpir bruscamente el proceso de maduracin de frutos, ramas florales y de otros rganos, de cuyo conjunto depende la produccin del ao siguiente.

Heladas segn la apariencia

Escarcha o helada blanca

Se conoce con el nombre de helada blanca o escarcha a la presencia de hielo cristalino sobre la superficie de las hojas de las plantas y sobre otros objetos expuestos a la irradiacin nocturna. Esto ocurre cuando la temperatura desciende hasta el punto de saturacin del vapor de agua. En estas circunstancias el vapor de agua pasa directamente al estado slido, formando cristales en forma de escamas o agujas.

2. Helada negra

Ocurre cuando existe bajo contenido de vapor de agua en la atmsfera, de tal forma que la temperatura desciende por debajo de 0 C, sin alcanzar al punto de saturacin; por tanto, no hay formacin de escarcha sobre las plantas; si no que, el hielo se forma en agua de los espacios intercelulares, que tiene menor concentracin osmtica.

El hielo, por tener menor tensin de saturacin, se comporta como una sustancia higroscpica; esto permite la sequa por otro lado, el incremento de volumen, asociado a la cristalizacin del agua bajo la forma de agujas, ejercer presin en las paredes celulares, las que finalmente se rompen.

Humedad AtmosfricaPor su gran capacidad de absorcin de energa, constituye el regulador trmico de mayor importancia en la atmsfera. Una atmsfera cargada de vapor de agua absorbe gran cantidad de energa calrica, impidiendo las prdidas de calor hacia el espacio; es decir, el calor queda atrapado en la atmsfera, disminuyendo la amplitud de la oscilacin (efecto de invernadero). La atmsfera seca es ms transparente a la radiacin infrarroja, por lo tanto, la radiacin solar llega con mayor intensidad a la superficie, elevando la temperatura del suelo y del aire junto a l, de la misma manera, la energa que sale de la superficie se pierde libremente al espacio, determinando mayor descenso. En resumen, se produce una mayor amplitud de la oscilacin diaria de la temperatura

ndice de humedadEl contenido de vapor de agua de la atmsfera puede ser expresado en trminos de presin, densidad, humedad especfica, relacin de mezcla, humedad relativa y punto de roco.

1. Presin de saturacin de vapor

La presin de saturacin de vapor de agua (es) es la presin ejercida por el mximo contenido de vapor en la atmsfera, independientemente de la presencia de otros gases, es la presin parcial del vapor de agua cuando est en equilibrio con una superficie de agua pura.

Si se comprime el recipiente (aumenta la presin), sin cambio de temperatura (isotrmico), se alcanza el punto en el cual se produce el cambio de estado; o sea, el vapor se condensa dentro del agua o el hielo. Si, por el contrario, se disminuye la temperatura manteniendo la misma presin (isobrico), el vapor tambin se condensa.

b. Frmula de TetensEl (procedimiento de Clasius-Clapeiron es un tanto complicado, mientras que, el desarrollado por Tetens es el ms simple y bastante exacto cuando se trata de determinar la presin de vapor de saturacin dentro de los lmites normales de temperatura atmosfrica, tiene la forma siguiente: es = 6.11 x 10 (7.5T/(237.3 + T)Donde es es la presin de vapor saturante en mb, y T la temperatura del aire en C. 2. Presin de vapor actualLa presin de vapor actual o real (e), es la parte de la presin atmosfrica que es ejercida por el vapor de agua existente en la atmsfera; puede ser igual o menor a la saturante. Para la determinacin de la presin de vapor actual o real, se hace uso de un instrumento llamado psicrmetro.

Humedad relativaLa humedad relativa constituye uno de los factores meteorolgicos de gran importancia, puesto que los organismos reaccionan segn el grado de saturacin del vapor de agua.La humedad relativa (Hr) es el grado de saturacin de vapor de agua en la atmsfera. Est dada por la relacin entre el peso de vapor de agua contenido en un volumen de aire y el peso de vapor de agua que contendra si este volumen, estara saturado. Tambin puede decirse que es igual a la relacin entre la presin de vapor actual y la presin de vapor saturante. Se expresa generalmente en porcentaje.

x = Hr = (e/es) 100

4.Humedad absoluta 4.Humedad absolutaLa humedad absoluta (Ha), o masa especifica del vapor de agua, expresa el contenido de vapor de agua por unidad de volumen; Como es muy difcil medir el volumen de una muestra de aire en condiciones ordinarias, se puede deducir una ecuacin que permita calcular la humedad especfica a partir de otros parmetros fcilmente mensurables. Aplicando la ecuacin de estado se tiene: dv = 217 e/T g/mEn la que dv es la densidad del vapor de agua o humedad absoluta en gramos de agua por m de aire (g/m), e la presin de vapor, en mb.

Humedad especfica

La humedad especfica (q) es la cantidad de vapor de agua contenido en una masa de aire hmedo (aire seco ms vapor de agua), se expresa generalmente en gramos de vapor por kg de aire hmedo.Donde:e = Presin de vapor actualp = Presin atmosfricaq = 622e/p

6. Razn de mezclaLa razn de mezcla (w) se refiere a la relacin entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco, se expresa tambin en g/kg.w = 622e/ (p - e) g/kg

7. Punto de rocio Si a una muestra de aire, en la que se supone, que no entra ni sale vapor de agua, es enfriada isobricamente, alcanza una temperatura en la cual se satura. Esta temperatura es conocida como punto de roco ( ). Si la temperatura de la muestra disminuye por debajo del punto de roco, tiene lugar la condensacin, que cuando ocurre sobre las hojas de las plantas se forman el roco de all su nombre.Cuando ms alto sea el contenido de vapor de agua en la atmsfera, mayor ser la temperatura del punto de roco. Al producirse la condensacin se libera el calor latente cuyo valor es de aproximadamente 600 cal/g, que es absorbido por el aire circundante, disminuyendo el ritmo de enfriamiento.Si el punto de roco es menor que 0 C, entonces se denomina punto de escarcha. Si las condiciones atmosfricas permiten un descenso de la temperatura hasta este punto, se forma escarcha, entonces habr liberacin del calor latente de sublimacin (condensacin ms solidificacin).La determinacin del punto de roco es una prctica muy importante en meteorologa, porque adems de indicar otras propiedades del aire, indica hasta que punto puede descender la temperatura con cierta facilidad. As, por ejemplo, cuando el contenido de vapor de agua en la atmsfera es muy bajo, el punto de roco puede encontrarse por debajo de 0 C; por lo tanto existe la probabilidad de la ocurrencia de heladas.Si el punto de roco es la temperatura de saturacin de una muestra de aire, entonces, conociendo la presin de vapor se puede deducir la frmula que permite determinar esta temperatura, a partir de la ecuacin de Tetens se tiene: e -- es = 6.11 x 10 (7.5t/(237.3 + t)) = 237.3 Log(e/6.11)/(7.5 Log(e/6.11))

Ciclo hidrolgicoSe refiere a la circulacin del agua en la naturaleza. Tiene su inicio en los ocanos, mares y lagos; de aqu el agua se evapora y es transportada por el viento a toda la troposfera. Bajo determinadas condiciones el vapor de agua se condensa o se solidifica formando las nubes. Las gotitas de las nubes crecen hasta vencer la resistencia del aire y dan origen a la precipitacin (lluvia, nieve, granizo), que cae tanto en el mar como en el continente. De la precipitacin que cae sobre el continente, una parte queda retenida temporalmente en el suelo y es absorbida por la planta, de donde es transpirada, otra parte se evapora; cuando el agua del suelo sobrepasa la capacidad retentiva, se infiltra hacia las capas ms profundas para formar el agua subterrnea; cuando la intensidad de la lluvia es superior a la velocidad de infiltracin, el agua discurre sobre la superficie y pasa a formar parte de los cursos de agua (quebradas, ros, lagos y ocanos). El ciclo contina as, en forma indefinida.

Caracterstica del ciclo hidrolgicoCirculacin del agua del ocano, a travs de la atmsfera hacia el continente, retorna, despus de la retencin en varios puntos, hacia el ocano, a travs del escurrimiento superficial y subterrneo y, en parte, a travs de la propia atmsfera.Presencia de cortos circuitos que excluyen segmentos del ciclo, como por ejemplo, el movimiento del agua en el suelo y de ste hacia la atmsfera por medio de la evaporacin y la transpiracin, sin pasar por el ocano; se evapora a partir de las gotas de la lluvia antes de haber cado a la superficie.

El ciclo hidrolgico aunque pueda parecer un mecanismo continuo, con el agua movindose a una tasa constante, no es cierto, pues el movimiento del agua en cada una de las fases del ciclo tiene lugar de un modo bastante aleatorio; as, por ejemplo, parte del agua que llega a los ros puede percolar siendo incorporada al agua subterrnea, mientras que en otros casos, el agua subterrnea constituye la fuente de los cursos de agua superficiales. De la misma manera, la precipitacin puede quedar, durante meses o aos, retenida en la superficie e forma de nieve o hielo antes de evaporarse o escurrir hacia los cursos de agua o a la napa fretica.En determinadas ocasiones, la naturaleza parece trabajar en exceso, cuando se produce lluvias torrenciales, dando lugar a inundaciones catastrficas, mientras que en otras circunstancias parece que todo el mecanismo del ciclo cesa completamente, faltando las precipitaciones con ello el agua para las plantas y los animales, producindose las temibles sequas.

El ciclo hidrolgico es movido por la energa solar cuya magnitud diaria es mayor que toda la energa utilizada por el hombre desde los inicios de la civilizacin.Aun cuando se presentan fluctuaciones en el movimiento del agua en ciertas fases del ciclo, el volumen total de agua ha permanecido constante durante millones de aos.En cualquier momento slo un 0.005% del volumen total de agua se mueve a travs del ciclo, el resto forma parte de los depsitos de agua (lagos, ocanos, hielo).El ocano contiene el 97,2% del total de agua, o sea aproximadamente, 1320 millones de Km, cubriendo el 70% de la superficie del globo

Se estima que algo ms de 350 mil Km de agua dulce se destilan (evaporan) cada ao de los ocanos, esta humedad forma una cubierta alrededor de la tierra, formando parte de la atmsfera, que retarda la prdida de calor por irradiacin; sin esta capa de vapor la tierra debera tener una temperatura de 180 C.De los 350 mil Km evaporados de los ocanos, 300 mil regresan a ellos en forma de lluvia, solamente 50 mil caen la tierra firme.La precipitacin es muy variable en el espacio y tiempo; en promedio, sobre la superficie continental, es del orden de cero milmetros de espesor al ao en los desiertos, hasta 11680 mm, en Hawai. La media de precipitacin sobre el continente, es de 730 mm/ao.El 24% de las precipitaciones de la parte continental escurre hacia los ros directamente; el 64% se infiltra y, el 12% se retiene en la superficie del suelo, en las plantas y otras superficies evaporndose posteriormente.

El vientoEs el aire en movimiento respecto a la superficie terrestre; es una magnitud vectorial caracterizada por su velocidad y direccin. Resultante de la interaccin de varas fuerzas, como: gradiente de presin, rozamiento, fuerza gravitacional y la fuerza de Coriolis.

Importancia del viento en la agricultura

Efectos favorables

Transporta el bixido de carbono, facilitando la redistribucin desde los lugares de mayor concentracin favoreciendo la fotosntesis.Transporta el oxgeno para la respiracin de las plantas y los animales aerobios. Cuando la concentracin de oxgeno es subptima debida a la falta de ventilacin se produce una disminucin del sistema radicular de las plantas los brotes son ms pequeos, etc.

Favorece la transpiracin de las plantas permitiendo la fecundacin de las especies anemfilas.Transporta el polen de las plantas permitiendo la fecundacin de las especies anemfilas.Produce el transporte de semillas, con la consiguiente diseminacin de las especies; este efecto puede ser desfavorable cuando se trata de malas hierbas, insectos, hongos o bacterias patgenas.Aumenta la dureza de los troncos y ramas de los rboles.

Efectos desfavorablesDeformacin de la copa de los rboles, especialmente de aquellas que se encuentra aislados.Provoca cada de hojas, flores y frutosErosin de suelos agrcolasTransporta grmenes patgenos para los animales y las plantasReduce el tamao de las plantas que crecen bajo la accin del viento.

Fuerzas que intervienen en el viento

a. Gradiente de presinSea un volumen cuya unidad de seccin transversal tenga una longitud dx paralelamente al eje de la abscisas, sea p la presin en uno de sus extremos y p +dp en el otro extremo; estas presiones dan lugar a fuerzas que actan sobre dicho volumen. La fuerza resultante dp hace que las partculas sometidas a mayor presin se dirijan hacia las que soportan menos. Siendo r la densidad del aire. La fuerza del gradiente de presin es la principal causa de viento; se origina como resultado de las diferencias de presin entre dos puntos de la superficie. En la atmsfera, si no actan otras fuerzas, la del gradiente de presin hace que las partculas se dirijan hacia los puntos de menor presin, tendientes a alcanzar la igualdad de presiones en el sentido horizontal. Esta fuerza acta perpendicularmente a las lneas de igual presin, representadas por las isobaras.

b. Fuerza de friccin

Se desarrolla una vez que el aire ha entrado en movimiento, debido al contacto con la superficie; es opuesta a la fuerza del gradiente de presiones, disminuyendo la velocidad en los estratos inferiores. c. Fuerza gravitacionalEs el resultado de la atraccin ejercida entre la masa de la Tierra y de la atmsfera; obedece a la ley de gravitacin universal de Newton, que dice; dos cuerpos se atraen entre s con una fuerza proporcional a sus masas y e inversamente proporcional al cuadrado.

Tipos de circulacin

A. Circulacin LocalSe produce en pequea escala, ocasionando por diferencias trmicas, que se producen en el transcurso del da y que dan lugar a los vientos peridicos, tales como las brisas de mar y tierra, las de valle y montaa y los vientos foehn.

a. Brisas de mar y de tierraEs el resultado de las diferencias entre las propiedades trmicas del agua y del sueloDurante el perodo diurno se calienta ms rpidamente que el mar igual ocurre con el aire que descansa sobre la superficie, generando un centro de baja presin; por ende, el flujo de aire al nivel de superficie ser del mar hacia el continente por lo que se le denomina brisa de mar, en cambio, en las capas altas de la atmsfera se produce un movimiento en sentido contrario.

Durante la noche, el agua almacena por ms tiempo, el calor y el aire permanecer caliente por ms tiempo, constituyendo centros de baja presin; mientras que el continente se enfra ms rpido y se forma zonas de mayor presin, consecuentemente e movimiento se establece del continente hacia el mar y se tiene las denominadas brisas de tierra.

b. Brisas de valle y de montaaDurante las primeras horas de la maana, las laderas se calientan ms rpido que los valles, dando origen a centros de menor presin relativa que en los valles; consecuentemente, el aire fluye desde el valle hacia las cordilleras, dando origen a las brisas de valle; mientras que en las capas superiores de la atmsfera el flujo puede ser en sentido contrario. El ascenso de estas masas de aire es relativamente lento y da lugar a la condensacin del vapor de agua con formacin de nubes cumuliformes sobre las cadenas de montaas.En las primeras horas de la tarde cuando disminuye el flujo de radiacin solar, las montaas por su mayor superficie de exposicin y por estar bajo las masas de aire menos denso, se enfra ms rpidamente; la presin atmosfrica relativa es mayor en las partes altas que en los valles; en efecto el aire drena desde las partes que en los valles, en efecto el aire drena desde las partes altas hacia las partes bajas, cuyo flujo se denomina brisas de montaa, con velocidad de desplazamiento mayor que la de las brisas de valle.

c. Vientos "foehn"Cuando existen mesetas altas de gran extensin, el aire fro acumulado empieza a drenar por las laderas, producindose grandes cambios de temperatura en poco tiempo; estos vientos son los denominados foehn o chinoock; son molestosos, y desagradables.

B. Circulacin regional

Se produce en escala mayor que la zonal o local; en la mayora de los casos, anula los efectos de sta. Dentro de esta categora de vientos tenemos a los monzones de verano y de invierno.a. Monzones de veranoLa palabra monzn se deriva de la palabra rabe "mausim", que significa estacin. Soplan debido a la diferente presin entre las masa de aire situadas sobre el continente y sobre el mar. En verano sopla el viento monznico desde el ocano ndico hacia tierras recalentadas del centro de Asia. El continente se calienta ms que el mar y se origina un mnimo de presin que tiende a ser compensado por vientos hmedos del sudoeste (monzn hmedo).

En el verano el continente se encuentra ms caliente que el mar y sobre l se desarrollan grandes movimientos convectivos, dando lugar a la formacin de centro de baja presin; en cambio, sobre el mar el aire est ms fro y por lo tanto, las masas de aire caliente, con grandes cantidades de vapor de agua se desplazan desde el mar hacia el continente donde entra en conveccin, el vapor se condensa dando lugar a lluvias intensas, que producen daos de consideracin por inundaciones y desborde de los ros; tal como sucede en las costas del Asia.

Los monzones de verano, por la gran produccin de lluvia, permiten el crecimiento de la vegetacin natural y de los cultivos. Los monzones de verano soplan en la direccin contraria a la del esquema. Los monzones de verano originan abundantes precipitaciones a su paso sobre el continente (poca de lluvias).

b. Monzones de inviernoDurante el invierno, la temperatura del mar es ms alta que la del continente, la estructura brica se invierte, sobre el continente predominan los centros de alta presin, en tanto que, sobre el mar se desarrollan centros de baja presin, el viento sopla del continente hacia el mar, transportando masas de aire fro y seco.En invierno el monzn sopla del continente asitico hacia el ocano ndico en forma de vientos secos del noreste (monzn seco). Las tierras estn ms fras que el mar y sobre este asciende el aire que es remplazado por el que llega del continente.

Frentes

En funcin del tipo de masa que moviliza los frentes se clasifican en fros y calientes.

-Frente froSe produce cuando una masa de aire fro se desplaza y alcanza a otra masa de aire caliente; al ser ms fra y ms densa la primera, se introduce por debajo de la segunda en horma de cua, el resultado es que el aire caliente, adems de ascender por conveccin se ve forzado y acelerado por la cua de aire; de aire fro que tiene debajo. Por consiguiente, cuando pasa el frente fro, el tiempo cambia rpidamente, produciendo lluvias fuertes, de poca duracin, que pueden ir acompaadas de tormenta y granizo. Luego de haber pasado el frente el tiempo es claro, sereno y con buena visibilidad.

Esta drstica ascensin origina normalmente nubosidad cumuliforme con chubascos fuertes y tormentas.

- Frente clidoEs aquel en el cual la masa de aire caliente es la que se desplaza, por ser menos denso se eleva gradualmente sobre la rampa de aire fro que tiene por delante; al ascender se enfra adiabticamente y el vapor se condensa formando diversos tipos de nubes, generalmente de poco desarrollo vertical, pero de gran desarrollo horizontal. Este frente se manifiesta primeramente por la presencia de nubes tipo cirros, que luego aparecen nubes ms densas que producen lluvias de baja intensidad, pero de larga duracin.

La presin atmosfrica va disminuyendo y el viento gira bruscamente. En la fase final del frente, las nubes desaparecen y la presin se normaliza. Los frentes tienen velocidad de desplazamiento entre 20 y 30 Km/h.

- Frente ocluidoEs aquel en el cual se produce el encuentro de dos frentes; el aire caliente intermedio es empujado hacia arriba dando lugar a nubes con lluvias ligeras.

NubesLas nubes, al igual que las nieblas y neblinas, constituyen la parte visible del contenido de agua que estn flotando en la atmsfera; formadas por gotas de agua y/o partculas de hielo resultante de la condensacin y/o deposicin cuando el aire hmedo alcanza el punto de saturacin. Las nubes abarcan un gran espesor de la capa atmosfrica.

Se forman generalmente como resultado del enfriamiento del aire hmedo, por debajo del punto de saturacin. El mecanismo de enfriamiento ms importante es el adiabtico como resultado de la expansin del aire durante el movimiento del ascenso vertical. Los tipos y movimientos verticales importantes que ocurren en la atmsfera son las siguientes.-Turbulencia mecnica (fraccional);-Conveccin (turbulencia trmica);-Ascenso orogrfico;-Ascenso lento de capas extensas.

NubosidadFraccin de cielo cubierto con nubes, en un lugar en particular. Las nubes se comportan como pantallas de la atmsfera, actuando como amortiguadores de las variaciones extremas de la temperatura: de da interceptan la insolacin, y de noche se oponen al enfriamiento del suelo por irradiacin. Como resultado, de la irradiacin del suelo es mayor cuando el suelo es despejado, dndose en esta situacin un mayor riesgo de helada.

NieveAl igual que las nubes, tienen alto ndice de reflexin. En los lugares cubiertos de nieve, durante el da disminuyendo el saldo de radiacin, impidiendo que el suelo eleva su temperatura; mientras que durante la noche, debido a las pocas reservas de calor almacenado en el suelo, la temperatura desciende considerablemente; es decir, tanto la temperatura del da como de la noche es relativamente baja y con reducida oscilacin, dependiendo, a su vez de la nubosidad y de la humedad del aire.

PrecipitacinFenmeno meteorolgico consistente en la cada de hidrometeoros desde la atmsfera a la superficie terrestre. Los hidrometeoros son partculas slidas o lquidas en las que predomina el agua, debido a su reducido peso unitario estn suspendidas por la accin de la resistencia del aire, formando las nubes y nieblas; o bien caen a travs de la atmsfera, constituyendo la precipitacin.

Por evaporacin-condensacin

Se da cuando unas gotitas se evaporan a favor de otras; puede suceder en los casos siguientes:Cuando en la nube existe gotitas de agua sobrefundida y cristales de hielo a la vez; cuando hay gotitas ms calientes que otras y cuando existe gotitas formadas en ncleos de solucin salina, las primeras se evaporan en beneficio de las segundas, las mismas que hacen de ncleos de condensacin.

Lluvia artificialSe presentan dos casos:

Lluvia artificial en nubes fras o sobrefundidas

Existen circunstancias en que la precipitacin no se produce aun cuando existan gotas de agua sobrefundida, por que las gotitas son demasiado pequeas; esto puede deberse a la ausencia de ncleos de cristalizacin. Uno de los mtodos consiste en inseminar a la nube partculas muy finas de bixido de carbono slido (-78C) o agregando a la nube una sustancia que cristalice a temperaturas no tan bajas pero cuyo proceso sea similar a la cristalizacin del agua; esto se consigue inseminando a la nube con yoduro de plata (AgI) a 10 C.

El yoduro de plata (AgI) es un polvo amarillento; para lograr la nucleacin que produzca el tamao adecuado de los grmenes, se vaporiza a alta temperatura (1300 C) y los vapores obtenidos son enfriados bruscamente.Para aplicar en la atmsfera se utilizan los generadores de humo instalados en el suelo y los innumerables partculas, son transportados a las nubes por las corrientes ascendentes naturales y la difusin turbulenta; para lo cual debe tenerse en cuenta la velocidad, direccin del viento y la altura de las isotermas 0, -5 y 10 C.

2. Lluvia artificial en nubes calientesEn las regiones tropicales y en condiciones en que la temperatura de las nubes son superiores al punto de solidificacin del agua, se obtienen buenos resultados mediante la aplicacin de cloruro de sodio, previamente calentado y finamente molido

Mecanismos de la precipitacin

1.Por coalescenciaConsiste en la aglomeracin de muchas gotas en una sola, por el efecto de choques sucesivos que pueden producirse gracias a una serie de fenmenos, como los que a continuacin se indican:a.Por atraccin electrosttica entre gotitas de la nube cargadas con electricidad de signo contrario;b.Por induccin electromagntica provocada por el desplazamiento de las gotitas dentro del campo electromagntico terrestre;c.Por atraccin hidrodinmica entre gotitas vecinas y en movimiento relativo respecto al aire circundante;d.Por la microturbulencia producida en el interior de la nube, que engendrara colisiones anlogas a las que implica la teora cintica de los gases;e.Por el barrido de las gotitas pequeas, por la cada de las ms grandes.

Caractersticas de las precipitaciones

1.Cantidad de lluviaLa cantidad total de precipitacin cada sobre una superficie determinada y en un perodo dado, es expresada en trminos de altura de lmina de agua que cubrira una superficie horizontal impermeable y sin escorrenta superficial ni infiltracin. Esta profundidad es expresada generalmente en milmetros, que es equivalente a litros por metro cuadrado. 2.DuracinLa duracin de una precipitacin es el tiempo transcurrido entre el inicio y el trmino de la misma; se expresa generalmente en minutos, tambin puede referirse al tiempo en el que una precipitacin cae con una intensidad uniforme.

3.IntensidadLa intensidad de la precipitacin o de una parte de ella representa la razn de cada de agua en la unidad de tiempo, se expresa por lo general en mm./hora.La intensidad influye en la formacin de la escorrenta superficial y en la evaporacin 4.FrecuenciaOcurrencia de una precipitacin igual o menor a un valor dado, durante un perodo de N aos. Se expresa generalmente en porcentaje.F = (m/N)100

Evapotranspiracin

Trmino utilizado para designar al total de la evaporacin ocurrida desde la superficie del suelo y la transpirada por las plantas, como estos procesos son similares, ocurren de manera simultanea y son muy difciles de ser separados, en agricultura se prefiere manejarlos en forma conjunta.

Evapotranspiracin potencial

El concepto de evapotranspiracin potencial (ETp), fue introducido por Thornthwaite quien, en su propuesta de 1948, asumi que la evapotranspiracin permaneca en los niveles potenciales mientras haba humedad en el suelo.

Penman, en 1,956, con la finalidad de uniformizar criterios, desarrollo un concepto sobre la ETp que ha sido aceptado por la Organizacin Meteorolgica Mundial (OMM), dice lo siguiente; la evapotranspiracin potencial es aquella que tiene lugar a partir de un suelo cubierto totalmente por una vegetacin rastrera, con densidad y altura uniforme (10 a 15 cms.), en crecimiento activo y bajo condiciones ptimas de humedad.

Clases de evapotranspiracinEvapotranspiracin actual

La evapotranspiracin actual o real ETr, es la que tiene lugar bajo condiciones naturales de humedad existentes en el suelo; es decir, en funcin de las caractersticas del clima reinante, dependiendo exclusivamente del agua de las precipitaciones. A medida que el suelo se seca, la evapotranspiracin ocurrir por debajo de su tasa potencial, en consecuencia, la ETr ser igual o menor a la potencial.

Evapotranspiracin potencial de cultivo

La evapotranspiracin potencial del cultivo ETc, es aquella que se refiere a un cultivo exento de enfermedades que crece en un campo extenso (una o ms hectreas) en condiciones ptimas de suelo y agua en el que se llega al potencial de plena produccin. Las condiciones locales y las prcticas agrcolas e inclusive los tipos de plantas y la seleccin de variedades pueden repercutir de un modo considerable en ETc.

Importancia de la evapotranspiracin

La evaporacin y la transpiracin representan una cantidad significante de transferencia de masa y energa en el sistema tierra-atmsfera; por consiguiente, tiene que ver con una serie de aspectos fsicos y operaciones de riego.

En el ciclo hidrolgico, los cambios de fase del agua, de lquido a vapor y viceversa, constituyen los mecanismos ms grandes de redistribucin de la energa solar; pues sta permite la circulacin del agua desde los ocanos hacia la atmsfera y de sta a la superficie terrestre.

2. El efecto fsico ms importante es el enfriamiento que se produce en la superficie evaporante; juega un rol muy importante en la regulacin trmica de las plantas y animales y del medio ambiente, puesto que la transpiracin tiene lugar a expensas de energa. La reduccin de la transpiracin de las plantas puede resultar en un incremento de la temperatura entre 2 y 3 C, pudiendo llegar a 10 C en condiciones extremas.3. Representa el proceso de mayor importancia, desde el punto de vista agrometeorolgico. Pues, las plantas requieren grandes cantidades de agua; por ejemplo: para producir un kilogramo de trigo se requieren aproximadamente 1000 kg de agua, de los cuales el 99.9 % se pierde por evapotranspiracin.

La evaporacin natural tiene lugar solamente cuando la presin de vapor actual es menor que la presin saturante en la atmsfera y puede continuar solamente si existe una fuente adicional de energa. Plantas expuestas al 100% de humedad relativa muestra una reduccin en la velocidad de crecimientos; esto se debe a la interrupcin de la traslocacin de sustancias nutritivas desde el suelo, conjuntamente con el agua.

5.Su determinacin constituye una de las fases ms importantes en la cuantificacin de las necesidades de agua para riego.

Determinacion de la ETPLismetros volumtricos

Los lismetros volumtricos tienen una cmara de percolacin que sirve para determinar la cantidad de agua percolada entre dos mediciones sucesivas.

La evapotranspiracin se determina a travs de la ecuacin del balance hdrico siguiente:

ET = (PP + R - I- P) / n

ET es la evapotranspiracin en mm/da; PP es la precipitacin del perodo transcurrido, R es la cantidad de agua necesaria para recuperar la capacidad de campo; I es la infiltracin, P incremento de peso de cultivo y n, el nmero de das transcurridos desde el inicio de la observacin, que se cuenta a partir del momento en que el lismetro fue puesto en capacidad del campo, todos los datos deben estar expresados en espesor de lmina de agua, en milmetros.

Mtodo de Thornthwaite

El agro climatlogo W. Thornthwaite, desarrollo un mtodo de determinacin de la evapotranspiracin potencial utilizando solamente la temperatura media del aire, que es un parmetro que se observa en casi todas las estaciones meteorolgicas del mundo.La evapotranspiracin segn el mtodo de Thornthwaite ha obtenido popularidad mundial, particularmente porque exige solamente el conocimiento de la temperatura y porque se presenta como base para una clasificacin mundial de los climas.Da buenos resultados en condiciones clidas y semidesrticas, siendo necesario, ciertas correcciones para otras condiciones. La confiabilidad del mtodo de Thornthwaite, disminuye en la estimacin de la ET para cortos perodos; en compensacin aumenta gradualmente con el alargamiento del perodo. Por eso, se recomienda que la frmula sea verificada con medidas de la ET, realizadas, con lismetros o por otros mtodos ms precisos.

Este mtodo tiene la siguiente expresin:ETp = 16 (10t/I)aDonde:ETp es la evapotranspiracin potencial en mm por mes de 30 das y de 12 horas de duracin; t es temperatura media mensual en grados centgrados, I es ndice de calor anual:I = iSiendo i el ndice de calor mensual:i = (t/5) 1.514a = 0,0000006751I3 - 0,000071I2 + 0,01792I + 0,49239

2. ndices bioclimticos2.1. Generalidades

Delimitar de una serie de tipos climticos basados en parmetros termomtricos o pluviomtricos, es de gran utilidad para expresar las relaciones clima-vegetacin. Otro factor a tener en cuenta es la continentalidad.

Tipo Climtico segn ThornthwaiteIH=100 EXC-60DEF ETP Rangos: para Clima Hmedo

Perman hmedoA >100Semi hmedo B4 100-90Hmedo B3 90-80Muy hmedoB2 80-60Extrem hmedoB160-40

Para clima secoSub hmedo hmedoC240 20Sub hmedo secoC120 0Semi ridoO0 - (20)ridoE (-20) (-40)Ejemplo: Determinar el tipo climtico para determinada zona, donde la ETP es 757.9 mm, EXC 118.7 mm y DEF 65.5 mm.

IH=100x118.7-60x63.586=10.63 = 10.63 757.9R: El tipo climtico es Sub hmedo seco

Los ndices bioclimticos se obtienen mediante frmulas que combinan de forma variada algunos parmetros climticos y, eventualmente, ciertos factores que influyen en el clima, como la altitud o la latitud. Persiguen sintetizar y resumir los parmetros ms importantes.

2.2. ndices de continentalidad

Valoran el grado de influencia marina u ocenica en un territorio.

Su efecto se traduce en la amortiguacin de las temperaturas extremas en las reas ocenicas, es decir, tienen una oscilacin de temperaturas a lo largo del ao menor que en las reas continentales.

Numerosos ndices propuestos, en el cuadro 1 se resumen algunos.

Llevan a distinguir entre zonas ocenicas y zonas continentales (ver cuadro 2).

2.3. ndices trmicos

Numerosas propuestas, algunas de las ms interesantes se recogen en el cuadro 3.

2.4. ndices pluviomtricos y termopluviomtricos (ombrotrmicos)Importante la cantidad total de lluvia, pero tambin la distribucin a lo largo de las diferentes estaciones del ao. La efectividad de las precipitaciones depende de la mayor o menor torrencialidad y de las temperaturas, ya que con su aumento se elevan tambin las prdidas por evapotranspiracin, as como del suelo. Numerosos ndices (cuadro 4), algunos de ellos se denominan de aridez.

Ejm: Si la T media del mes ms clido es 28c y del mes mas fro 10c, estimar:Amplitud termica anual : (Am)Am = t mesc t mesf = 28 -18 =10b) Indice de currey: (Kcu) Kcu = __ Am ____ (1+(/3))Ejm: Kcu = ____10______ (1+(9.26)) 3 = 2.45 Se considera, segn currey (>2,3) como hipercontinental

c) Indice de Daget (Kd)Kd=( 1,7 Am__________)-14 sen (+10+9h) =(1,.7x10_________) -14 sen(9.29 +10+9x0.66)Kd = 25.8

Se considera, segn daget (25-100) como hipercontinental.

2.5. EvapotranspiracinEvala las prdidas de agua por evaporacin del suelo y transpiracin de las plantas. Contribuye a evaluar la efectividad de las lluvias. Tipos: Potencial (si hubiera suficiente agua), da una idea del estrs hdrico. Real (en funcin de la potencial y del agua realmente disponible). Clculo Evapotranspormetros. Thorntwaite (aproximacin emprica). Blaney y Cridle, F.A.O (emprica).

3. Diagramas bioclimticos Mes seco si P (mm) < 2T (C). Se usan dos escalas una para la temperatura y otra para la precipitacin, de manera que a x grados de temperatura le corresponden 2x milmetros de lluvia. La escala de precipitaciones se divide por 10 a partir de 100 m, para evitar que los diagramas desborden por arriba. Se representan los meses en el orden enero - diciembre (ver figura 1), para las estaciones situadas en el hemisferio Norte, julio - junio (ver figura 2), para el hemisferio Sur. Se pueden complementar con referencias a las heladas probables y seguras, el perodo de actividad vegetal, diversos ndices y la diagnosis bioclimtica. Permiten comparar de un solo vistazo los climas de estaciones de todo el Mundo

4. Clasificaciones climticas

4.1. Tipos de clasificaciones climticas

Fundamentadas en las temperaturas (clido, templado, fro, polar, etc.). Fundamentadas en las precipitaciones (rido, semirido, seco, subhmedo, hmedo, etc.). Mixtas (Dantin y Revenga, Emberger, Lang, Martonne, Thorntwaite, Troll, etc.). Relacionadas con distribucin de plantas (bioclimticas) Agroclimticas (Papadakis, Turc, etc.).

Fitoclimticas (Kppen, Walter, Rivas-Martnez).

4.2.Clasificacin de Kppen

a: T es la temperatura media del mes ms fro. T es la temperatura media del mes ms clido. T es la temperatura media anual. b: P es la precipitacin media (cm) del mes ms seco. P es la precipitacin media (cm) del mes ms hmedo. P es la precipitacin media anual (cm).

1: f significa que la precipitacin se distribuye a lo largo de todo el ao. 2: w significa que el invierno es relativamente seco. 3: m significa un clima monznico con un corto periodo invernal. 4: h o k puede ser aadido en un tercer nivel a los climas tipo B, si T > 18 o T < 18, respectivamente. 5: s significa un verano seco.

(a): si la lluvia se distribuye a lo largo de todo el ao.

(b): si la mayor parte de la lluvia cae en verano.

(g): si la mayora de la lluvia cae en invierno.

Un tercer smbolo es en ocasiones aadido en los tipos C y D segn la temperatura, tal y como aparece en el cuadro 6.

4.3. Zonas de vida de Holdridge

El sistema de Holdridge intenta clasificar las diferentes reas del mundo, considerando como zona de vida un grupo de comunidades vegetales dentro de una divisin natural del clima, las cuales tomando en cuenta las condiciones edficas y las etapas de sucesin, tienen una fisonoma similar en cualquier parte del mundo.Los factores que se tienen en cuenta para la clasificacin de una regin son la biotemperatura (rango de temperaturas entre 0 y 30C), la precipitacin y la evaporacin potencial, calculada esta ltima como el producto de la biotemperatura por 58,93, con un resultado expresado en milmetros.De forma resumida se puede ver esta clasificacin en el cuadro 7: 5

4.4. Clasificacin de Walter

4.5. Clasificacin de Rivas Martnez

Precisa para el clculo de las diversas unidades de algunos ndices adicionales, que se presentan en el cuadro 9.

Rivas Martnez distingue 5 tipos de unidades bsicas o macrobioclimas: Tropical, Mediterrneo, Templado, Boreal y Polar y dentro de cada una varios bioclimas (ver cuadro 10).

5. Biomas

5.1. Generalidades Un bioma es una regin amplia caracterizada por plantas y animales bien adaptados al medios fsico de su rea de distribucin. Principales grupos de plantas y animales discernibles a escala global. Pautas de distribucin fuertemente correlacionadas con las de los tipos de climas. Se pueden identificar a travs del tipo de vegetacin climcica, pero incluyen tambin los restantes tipos de vegetacin y fauna.

Principales caracteres utilizados para reconocerlos: Pautas globales de distribucin. Caractersticas generales del clima regional. Caractersticas del sustrato y tipos de alteracin. Caractersticas de la formacin vegetal potencial. Tipos ms caractersticos de fauna.

5.2. Biomas del MundoSe distinguen los tipos que se detallan a continuacin, centrndonos en la vegetacin: Selva tropical siempre verde Sabanas y bosques monznicos Desiertos clidos y fros Zona mediterrnea de esclerofilos. Laurisilvas. Bosques caducifolios templados. Praderas y estepas templadas. Bosques boreales de taiga. Tundras polares y antrticas.

Se suelen distinguir tambin los Biomas extrazonales, independientes del clima general y ligados a ambientes especiales que pueden darse en el seno de casi cualquiera de los Biomas zonales:

Humedales Ros Salinas Grandes relaciones con los principales tipos de diagramas bioclimticos y con las principales formaciones (como se observa en las figuras 3 y 4).

6. Mapa conceptual

6. Mapa conceptual

7. Fuentes de consulta

7.1. Bibliografa bsica

Alcaraz, F.; Clemente, M.; Barrea, J.A. y lvarez Rogel, J. 1999. Manual de teora y prctica de Geobotnica. ICE Universidad de Murcia y Diego Marn. Murcia. Elas, F. y Ruiz, L. 1977. Agroclimatologa de Espaa. Cuad. INIA, 7, Ministerio de Agricultura, Madrid. Fernndez Gonzlez, F. 1997. Bioclimatologa. In Izco, J. et al., Botnica. McGraw - Hill, Madrid, pp: 607-682. Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices in plant geography. Acta Phytogeographica Suecica 67: 1-108.

7.2. Bibliografa complementaria

Bagnouls, F. y Gaussen, H. 1953. Saison sche and indice xerothermique. Bull. Soc. Hist. Nat. Toulouse 88: 193-239, Toulouse. Capel, J.L. 1986. El clima de la provincia de Almeria, 2 ed. Publicaciones Caja Almera, Almera. Elas, F. y Ruz, L. 1981. Estudio agroclimtico de la regin de Castilla - La Mancha. Departamento de Agricultura de la Junta de comunidades de Castilla - La Mancha, Madrid. Fernndez Garca, F. 1995. Manual de climatologa aplicada. Sntesis, Madrid. Tuhkanen, S. 1980. Climatic parameters and indices in plant geography. Acta Phytogeographica Suecica 67: 1-108. Walter, H. 1970. Zonas de vegetacin y clima. Omega, Barcelona. Walter, H. y Lieth, H. 1967. Klimadiagram Weltatlas. Fischer, Jena.

7.3. Direcciones de Internet

http://www.bom.gov.au/climate/averages/tables/cw_094030.shtmlhttp://www.bom.gov.au/climate/forms/map_forms/imagemap.shtmlhttp://www.globalbioclimatics.org/http://www.mobot.org/MBGnet/salt/index.htmhttp://www.runet.edu/~swoodwar/CLASSES/GEOG235/biomes/intro.htmlhttp://www.ups.edu/biology/museum/worldbiomes.html