UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE RÍOS FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS CÁTEDRA DE CLIMATOLOGÍA AGRÍCOLA

UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE RÍOS FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS CÁTEDRA DE CLIMATOLOGÍA AGRÍCOLA UNIDAD 2: Radiación solar. Influencia de la atmósfera. Espectro solar y terrestre. Radiación terrestre. Ley de Bouguer. Ley de Lambert. Ley de Wien. Balance de radiación en la atmósfera y en la fitósfera. Medición de la radiación e instrumental. La radiación y las plantas. Fotoperiodismo. Requerimientos de luz de las plantas. RADIACION SOLAR Las plantas, organismos y elementos que se encuentran, en general, sobre la superficie de la tierra o cerca de ella, están sumergidos en un ambiente de radiación. El mismo está compuesto por ondas de corta longitud provenientes del sol, y ondas largas emitidas por los elementos líquidos, sólidos o gaseosos del sistema Tierra-atmósfera. El 99,97 % de la energía involucrada en los procesos físicos de la tierra proviene del sol, constituyendo la única fuente de consideración para el planeta a pesar que, de la totalidad de la energía solar enviada al espacio, la tierra intercepta solo la dos mil millonésima parte. Se estima que la temperatura de la superficie solar es de 6000 K, e irradia al espacio interestelar 56 x 10 26 cal (calorías) 1 A su vez, la tierra ubicada a 1.5 x 10 13 cm (150.000.000 Km) de distancia del sol capta 2.55 x 10 18 cal/min, es decir una fracción de 4,55 x 10-10 de lo que irradia el sol. Interesa conocer tres aspectos de la radiación según su comportamiento en el sistema tierra-sol: radiación de onda corta o solar radiación de onda larga o terrestre balance de radiación (neta resultante de los ingresos y egresos) La radiación es un proceso físico que consiste en la transmisión de energía, de naturaleza corpuscular, que fluye en forma de ondas en una amplia gama de longitudes de carácter electromagnético. La transmisión de energía por el proceso de radiación se produce desde un cuerpo más caliente a uno más frío, sin la participación de materia transmisora intermedia como portadora de la misma. (Garabatos, 1991) Según la teoría ondulatoria, la energía electromagnética se transmite a la velocidad de la luz y contiene dos campos de fuerzas ortogonales entre sí: eléctrico y magnético. Las características de este flujo energético pueden describirse por dos elementos: la longitud de onda (λ) y la frecuencia (F). la longitud de onda (λ) es la distancia entre dos picos sucesivos de la onda; la frecuencia (F) es la cantidad de ondas completas que se transmiten por unidad de tiempo La intensidad de la radiación se mide en cal.cm -2.min -1 o en ly.min -1 y la longitud de onda (λ) se mide en Angstroms (Å), micrómetros (µm) y nanómetros (nm) 2. Langley 3 se simboliza ly. 1 µm = 10-6 m = 10-4 cm Se puede definir la energía radiante en función de la frecuencia y de la longitud de onda. Aunque ésta es continua, se pueden definir bandas donde la radiación electromagnética tiene un comportamiento similar. Se denomina espectro de radiación electromagnética o espectro electromagnético a la representación gráfica de energía en función de la longitud de onda.(figura 2.1). 1 Una caloría es la cantidad de calor necesaria para elevar la temperatura de 1 gramo de agua pura desde 14,5 a 15,5 C al nivel del mar y a 1 atmósfera de presión. 2 Å = 10-7 mm; µm = 10-6 m; nm = 10-9 m 3 1ly = 1cal.cm -2

2 Figura 2.1. Radiación solar y terrestre, en función de la longitud de onda. Según Sellers, (1972).

3 Figura 2.2. Espectro electromagnético. La energía que llega del sol se encuentra en un intervalo de longitud de onda entre 0.2863 µm y 10 µm, como puede verse en la figura 2.2. En la figura 2.3 se muestra un esquema de los espectros solar y terrestre (intensidad en función de la longitud de onda), dónde el eje y representa la cantidad de energía que depende de la temperatura absoluta del radiador. Se observa que el espectro solar se encuentra en sectores con distintas longitudes de onda

4 diferentes al del espectro terrestre. Esto se debe, como lo establece la ley de Wien o del desplazamiento del máximo, a la existencia de una longitud de onda de máxima radiación- λ x en la cual el radiador emite la máxima cantidad de energía. La ley de Wien establece que el producto entre λ x y la temperatura absoluta (T) es constante. Luego: λ x. T = Cte. Cte. = 0.2886 cm K = 2886 µm K de igual forma: λ x (cm) = Cte.(cm K) / T ( K) λ x (cm) = 0.2886 cm. K / T ( K) = 2886 µm. K / T ( K) Figura 2.3 Emisión de cuerpos negros a temperaturas similares al sol y la tierra. Las curvas y las constantes están calculadas suponiendo que el sol y la tierra tienen un comportamiento de cuerpo negro 4. Los cuerpos negros absorben toda la energía que incide sobre ellos emitiendo energía proporcionalmente a la cuarta potencia de su temperatura absoluta. La ley de Wien muestra que cuando aumenta la temperatura del cuerpo radiador, disminuye λ x. Si S es el flujo de energía radiante emitida por un cuerpo negro y σ la constante calculada por Stefan-Boltzmann, luego: S = σ. T 4 Expresión conocida como la ley de Stefan-Boltzmann. El valor de σ es: σ = 8,13 x 10-11 cal/(cm 2 ºK 4 min) Cuando disminuye T, aumenta λ x y es menor el flujo de energía emitida en λ x (S.λ x ). Lo mismo ocurre con el flujo de energía total (Stotal), que corresponde al área bajo la curva en la figura 2.3, cuya función está dada por: Sλ x = cte. T 5 siendo la constante = 0.497 (cal.cm -2 seg -1 K -5 ) Midiendo λ x del espectro solar, se puede estimar la temperatura del sol (Tsol) haciendo uso de la ley de Wien. λ xsol. Tsol = 0.2886 (cm K) Considerando que la intensidad máxima de la radiación solar ocurre en λ x = 0.475 µm., luego: Tsol = 0.2886 (cm K) = 6076 K 0.475 µm También se puede calcular la temperatura del sol (usando la ley de Stefan Boltzmann, para cada punto emisor considerado (S = σ T 4 ). Toda la energía que atraviesa la superficie correspondiente al tope de la atmósfera solar (o simplemente superficie solar), también atraviesa la superficie de una esfera imaginaria de radio igual a la distancia sol-tierra (ver más adelante la Figura 2.5). Una pequeña porción es interceptada por la tierra y corresponde a la irradiación solar que llega al tope de la atmósfera (Cte solar). Como el sol 4 La mayoría de los sólidos y líquidos se comportan como cuerpos negros, no así los gases.

tiene un comportamiento de cuerpo negro, se calcula: Ssol = σ. T 4. A donde A= Área del sol= 4.π. Rs 2 -área de la esfera- Rs= Radio del sol = 6,96.10 10 cm Ssol = σ. T 4. 4.π. Rs 2 (1) 5 Por otro lado la distancia tierra-sol D es 1,496.10 13 cm y la irradiación que llega a la superficie de la esfera imaginaria es S 2 cal/cm 2 min por lo tanto: S sol = S (cte). Área esfera dónde Área esfera = 4.π. D 2 S sol = S (cte). 4.π. D 2 (2) Teniendo en cuenta que toda la energía que emite el sol en todas las direcciones atraviesa la esfera imaginaria de diámetro D las cantidades de 1 y 2 son Iguales (se igualan las ecuaciones) σ. T 4. 4.π. Rs 2 = S (cte). 4.π. D 2 de donde se despeja T T 4 = S (cte). 4.π. D 2 = S (cte). D 2 σ. 4.π. Rs 2 σ. Rs 2 4 T sol = S(cte). D 2 = 5750 k σ. Rs 2 La diferencia entre las temperaturas encontradas en los cálculos anteriores según la ley de Wien y la de Stefan-Boltzman, (6076 K y 5750 K)- radica en que según Frauenhofer- no toda la energía que sale del núcleo del sol atraviesa su propia atmósfera (cromósfera). Por lo tanto la energía incidente en la tierra es menor y es la que se utiliza en la ley de Stefan-Boltzman. Radiación solar y terrestre. Considerando que la temperatura de emisión del sol es de cercana a 6000 K, el espectro de emisión puede ser analizado en los siguientes rangos: ultravioleta desde 0,15 µm hasta 0.36 µm de longitud de onda; visible desde 0.36 µm hasta 0.76 µm de longitud de onda; infrarroja desde 0,76 µm hasta 4 µm de longitud de onda. El 50 % de la energía radiante solar se ubica en la banda del visible, un 3 % en ultravioleta y 47 % en infrarrojo. A su vez λ x es 0.475 µm. Teniendo en cuenta el espectro de radiación correspondiente al sol se considera que el mismo emite en onda corta (OC). La Tierra tiene una temperatura aproximada de 283 K (10 C) y la temperatura media de la atmósfera es de 250 K (-23 C) y emiten con un máximo de intensidad de 10 µ y en un rango desde 4 µ a 100 µ. Por lo tanto se considera que emiten en onda larga (OL). Comportamiento de los cuerpos ante la radiación electromagnética. La radiación incidente sobre un cuerpo constituido por una sustancia puede ser transmitida a través del mismo, reflejada desde su superficie o absorbida por el mismo. Figura 2.4. Para este proceso se definen tres coeficientes adimensionales, cuyos valores están entre 0 y 1, que multiplicados por la energía incidente (E) resultan las fracciones de: energía transmitida (E T = t. E) energía reflejada (E R = r. E), y energía absorbida por un cuerpo (E A = a. E) cumpliéndose que: a + r + t = 1 luego: E = E A + E R + E T

6 E INCIDENTE E REFLEJADA E A ABSORBIDA E TRANSMITIDA Figura 2.4. Comportamiento de los cuerpos ante la radiación electromagnética. Los coeficientes a, r y t dependen de la naturaleza de la sustancia, de la forma y la posición del cuerpo, de la longitud de onda y de la temperatura. Casi toda la energía captada por la tierra se consume en los procesos físicos que generan los fenómenos meteorológicos como viento, corrientes marinas, evaporación, precipitación, nubosidad. Menos del 1 % del promedio anual de la radiación solar (RS), corresponde a la usada en la fotosíntesis de los diversos sistemas biológicos del planeta. Monteith (1959) sostenía que, la agricultura es en esencia, la explotación de la energía solar por el hombre, la cual es posible gracias al aporte de agua y minerales del suelo que sirven de sostén básico del vegetal. Constante solar Como se vio anteriormente si se considera, como en la figura 2.5, que la emisión radiante del sol, E, se reparte en una esfera imaginaria desde el centro, con una intensidad I que depende del tamaño de la misma, cuya superficie es 4.π. D 2, se tiene que el flujo de energía que llega al tope de la atmósfera S S= I 4.π. D 2 I = 56 x 10 26 cal min -1 ; D = radio de la esfera = 1,496.x 10 13 cm; reemplazando se obtiene: S = 56 x 10 26 cal. min -1 1,980 cal/min. cm 2 2 ly/min 4 π (1.496 x 10 13 cm) 2 Hay que tener en cuenta que la órbita terrestre alrededor del sol es elíptica, por lo que para otra posición dentro de ella, el radio es D y S será S = I _ S = (D/D ) 2 S S = f S 4πD 2 El factor f, nunca excede del 3,5 %, variando de 1.0344 en julio a 0.9674 en enero. Lo que indica que S es casi invariable y por lo tanto se la conoce como constante solar. Este valor es aplicado a una superficie perpendicular a los rayos del sol en el exterior del planeta, es decir al tope de la atmósfera, dónde no hay elementos atmosféricos que absorban o dispersen la radiación.

7 Flujo de RS al tope de la atmósfera S = I 2 cal 4πd 2 cm 2 min D= 1.496 x 10 13 cm SOL Temperatura 6000 k Flujo de radiación, E: 105886 cal/ cm 2 min Área esférica, A: 5.28 x 10 22 cm 2 Irradiación total, I= S x A = 56 x10 26 cal/min Figura 2.5. Relaciones astronómicas y valor de la constante solar Suponiendo que no hubiese atmósfera, el flujo de radiación solar que alcanzará un punto de la superficie de la Tierra dependerá del ángulo Z que forme el sol con la vertical, y de la distancia tierra-sol. De esta forma la densidad del flujo energético (Q ) que llega a la superficie terrestre estará dada por: Q A = S. cos Z Se puede ver que la radiación que incide en un plano inclinado tiene menor flujo de energía por cuanto la misma cantidad de energía debe repartirse en un área mayor, (Figuras 2.6 y 2.7.) La relación entre las áreas normal (An) e inclinada (Ai) está dada por: An/Ai = cos Z Si la cantidad de radiación es la misma sobre ambas superficies, entonces: An/Ai = cos Z An/Ai = Q A / S => Q A = (An/Ai). S sí An/Ai = cos Z luego Q A = cos Z. S (3) Sabiendo que al tope de la atmósfera: S 2cal/min. cm 2 se tiene que Q A cos Z. 2 cal/min. cm 2 Figura 2.6. Intensidad de radiación en un plano inclinado. Si se considera una superficie plana (plano horizontal a la superficie terrestre), se puede deducir que el ángulo Z varía con la época del año δ, la hora del día τ y la latitud geográfica ϕ. (equivalente a h: altura del sol sobre el horizonte) cos Z = sen ϕ. sen δ + cos ϕ. cos δ. cos τ (4) ϕ > 0 en el HN 23 ½ δ - 23 ½ τ = 15 [ 12 x ] ϕ < 0 en el HS ( 0 τ 180 )

8 Por lo visto Q es función de la latitud, de la época del año y de la hora del día. Se puede calcular la energía solar que llega al tope de la atmósfera para cada día del año (integrando la ecuación anterior desde la salida hasta la puesta del sol) y representar estos valores en función de latitud y época del año como se muestra en la Figura 2.8. En el solsticio de verano en el Hemisferio Norte, el Polo recibe el Q máximo debido a la duración del día, y el Ecuador el mínimo. En el Hemisferio Sur es similar, con la diferencia de que la radiación total recibida en el verano es levemente mayor que en el HN dado que el sol se encuentra más cercano a la tierra en esa época. La radiación diaria total, sobre una superficie horizontal, sin interferencia atmosférica, se puede obtener integrando la ecuación 3 combinada con la 4 Figura 2.7. Relación de un plano en el confín atmosférico con una superficie terrestre, respecto a los rayos solares. Influencia de la atmósfera. Si se comparan los valores de la radiación en el tope de la atmósfera, para las mismas unidades de área y de tiempo, con la que llega a la superficie terrestre, se encuentra una diferencia sustancial del 50 % o más. Ello se debe a la importante interferencia de la atmósfera. Al atravesar la atmósfera se reduce la intensidad de la radiación y se altera su composición espectral (Figura 2.9). La mayor parte de la atenuación se produce en la región del infrarrojo cercano (0.7 µm 4 µ), y un poco menos en la región ultravioleta (0.3 µm 0.4 µm). Las nubes reducen en forma considerable la radiación solar, en particular en las regiones previamente mencionadas. La alteración y atenuación de la radiación solar al atravesar la atmósfera se debe a: * absorción * dispersión * reflexión Absorción por parte de los gases atmosféricos, como se ejemplifica en el cuadro siguiente. Se ve que el vapor de agua es el que más franjas de absorción presenta. La atmósfera tomada como un sistema, usa ésta energía en diversos procesos que se dan en forma continua, como la disociación de O 2 para la formación de O 3. GAS ZONA DE ABSORCION en µm Oxígeno 0.12 0.18 Ozono (B1) 0.20 0.33 Ozono (B2) 0.44 0.76 parcialmente Vapor de agua 0.93, 1.13, 1.42 y 1.47 Gas carbónico 2.7

9 Figura 2.8. Radiación solar extraterrestre en función de la latitud y época del año. La radiación está expresada por Langley/día. En línea punteada se indica la declinación del sol. Del estudio del espectro solar que llega efectivamente a la superficie terrestre se desprende que las longitudes de onda menores a 0,29 µm son totalmente absorbidas en la atmósfera (por el ozono y el oxígeno). En las capas más altas de la atmósfera se produce la absorción especialmente de la radiación ultravioleta, y en las más bajas el vapor de agua absorbe en el infrarrojo. Además, el vapor de agua presente en la atmósfera junto con el dióxido de carbono, son los elementos que absorben más energía en onda larga. Dispersión es provocada por moléculas de aire y partículas sólidas suspendidas. Se produce por la presencia de partículas que actúan como difusoras (gases, vapor de agua, aerosoles). La dispersión que provocan las partículas de tamaño pequeño (moléculas gaseosas) es mayor en longitudes de onda más cortas (dentro del rango del azul) y menor en las longitudes más largas. Debido a ello el cielo - luz dispersada - se ve de color azul y a medida que se asciende en la atmósfera pasa a negro. Reflexión, al igual que la absorción, depende del tipo de la sustancia sobre la que incide la energía. Parte de la energía incidente al tope de la atmósfera es reflejada al espacio e igualmente parte de la que llega a la superficie de la tierra se refleja. El coeficiente de reflectividad expresa la fracción de energía reflejada. El mismo se denomina albedo para el sistema tierra-atmósfera, y resulta de la combinación de todos los elementos reflectantes en la superficie terrestre, incluyendo las nubes. La dispersión y reflexión producen una desviación de los rayos solares, dando lugar a la radiación difusa. A diferencia de ésta, la radiación directa no sufre tales alteraciones. En días totalmente nublados sólo existe radiación difusa y en esta situación no se producen sombras como sí ocurre con la radiación directa. La suma de ambas directa + difusa- sobre una superficie horizontal se denomina radiación global. Se trata solamente de radiación solar no incluyendo la radiación en onda larga.

10 Figura 2.9. Alteraciones típicas cualitativas (a) y cuantitativas (b) (c) (d) de la radiación solar al atravesar la atmósfera. UV = ultravioleta; Az = azul; V = verde; Am = amarillo; R = rojo e IR = infrarrojo. En términos generales, la radiación solar al atravesar la atmósfera se reduce en un 25 % en días despejados, en un 50 % en días de nubosidad media y en un 90 % en días densamente nublados. En Paraná, Entre Ríos, se obtuvieron durante 1984 los siguientes valores de radiación global (RG) medidos en KJoule/m 2. día. RADIACION GLOBAL para PARANA, 1984, en KJoule/m 2. día ENERO FEBRERO MARZO ABRIL MAYO JUNIO 23053 17836 16802 14415 9947 8166 Como se ve, el comportamiento de la atmósfera dejando ingresar energía en onda corta, absorbiendo y re-irradiando en onda larga, favorece el calentamiento de la misma cerca de la superficie de la tierra. Esto se conoce como efecto invernadero, ya que la atmósfera tiende a conservar el calor de la tierra. Este efecto se acentúa cuando el cielo se halla cubierto de nubes, debido a que ellas absorben fuertemente en onda larga. Pero no toda la energía en onda larga es absorbida por la atmósfera, sino que una parte se pierde en el espacio, más en noches despejadas, por lo tanto el sistema tierra-atmósfera se enfría. Ley de Bouguer o de atenuación de la radiación. El flujo energético sufre una disminución cuando atraviesa una sustancia (Figura 2.10) y la misma está definida por la siguiente ecuación: Ss = So. e -k.x

11 dónde: Ss = flujo de energía que llega, a una superficie, luego de atravesar la sustancia (por ejemplo la atmósfera); So = flujo de energía incidente antes de atravesar la sustancia; k = coeficiente de extinción o atenuación, y x = espesor de la sustancia considerada. S s1 = S o. e -kx1 S s2 = S o. e -kx2 Si x1 < x2 S s2 < S s1 como se observa en la figura 2.10 se considera x1 < x2 s 1, s 2 : representan distintos lugares de la superficie terrestre. Por lo tanto, un pequeño aumento en el espesor de la masa atravesada provoca una gran merma en el flujo de la radiación. Esto explica porque los rayos solares son más débiles a la salida y puesta del sol que al mediodía, ya que la masa atmosférica que debe atravesar es mayor antes de llegar a la superficie de la tierra. x2 x1 Figura 2.10. Atenuación de la energía al atravesar un medio (Ley de Bouguer). Ley del coseno de oblicuidad o de Lambert. El flujo de radiación que llega a la superficie de la tierra depende del ángulo que forman los rayos solares con la superficie de la misma. Es común utilizar el complemento de h (altura del sol sobre el horizonte). En la figura 2.11 se observa que: Ao = Aa. cosτ como τ = 0 Aa = Ao Ao = Ab. cosβ Ab = Ao/ cosβ cosβ = Ao / Ab Ao = Ac. cosα Ac = Ao/ cosα cosα = Ao / Ac τ, β y α son los ángulos entre el haz de luz incidente y la perpendicular a la superficie. es decir, la intensidad de energía por unidad de área (flujo de energía) será menor cuanto mayor sea la inclinación del haz (más horizontal). 1 / Ac < 1 / Ab < 1 / Aa ==> Sc < Sb < Sa -intensidad por unidad de área- Como Sc. Ac = So. Ao resulta Sc = So. Ao / Ac Sc = So. cosα De la misma forma se obtiene que : Sb = So. cosβ ; Sa = So. cosτ

12 Aa Ab Ac Figura 2.11. Energía por unidad de área. BALANCE DE RADIACION El sol representa la única fuente de energía calórica que llega a la superficie terrestre, pues la que proviene de otras fuentes puede considerarse despreciable. El calor del sol es interceptado por nuestro planeta, por lo que tiende a elevar su temperatura. Al mismo tiempo la tierra irradia calor hacia el espacio exterior. Estos procesos de entrada y salida de energía son permanentes y dan lugar a un equilibrio térmico. Esto significa que durante un período suficientemente largo el nivel medio de la energía calórica se mantiene constante. El concepto de balance global de calor se relaciona con estas ideas. Se analiza el flujo de energía que penetra en la atmósfera y llega a la superficie, y la energía liberada por la tierra hacia el espacio exterior. Se destaca que para mantener el equilibrio térmico la energía absorbida por el sistema tierra-atmósfera es igual a la que sale del sistema. En forma esquemática se puede considerar el balance de radiación de la siguiente manera: Al sistema llega una cantidad de radiación solar incidente (R O ) Parte de esta energía es reflejada hacia el exterior (R R ) Luego (R R ) = r (R O ) indica el sentido del flujo de la energía. Considerando el sistema tierra-atmósfera como un cuerpo negro (t=0, no transmite energía): r + a + t = 1 r + a = 1 a = 1 r como ya se mostró anteriormente, por lo tanto la energía absorbida (R A ) por el sistema es: R A = a. (R O ) = (1 r). (R O ) = (R O ) - r. (R O )

13 luego: R A = R O - R R Para mantener el equilibrio calórico en el sistema, el mismo debe reirradiar una cantidad similar de energía. Al tope de la atmósfera esta cantidad de energía en onda larga (L) es la resultante de la radiación emitida por la tierra y parcialmente absorbida por la atmósfera (L TA ) y la que emite la atmósfera hacia el espacio exterior (L A ). Es decir que: L = L A + L TA por lo tanto la radiación neta total al tope de la atmósfera es la combinación de estos flujos. Si Q es la radiación descendente total y Q la ascendente total, se tiene que la radiación neta Q N será: Q N = Q - Q = R O - R R - L A - L TA Una vez que la radiación entrante atraviesa la atmósfera llega a la superficie atenuada, es la radiación global (R G ). Hay que tener en cuenta que esta radiación R G tiene dos componentes: la radiación directa S y la difusa D. R G = S + D S = I sen (h) = I cos(z) es la componente vertical de I; dónde: h = altura del sol sobre el horizonte, e I = radiación directa total ONDA CORTA ONDA LARGA reflejado por nubes 19-19 +100 Energía INCIDENTE -72-6 reflejado y dispersado por - 5 perdido - 67 perdido atmósfera -3 al espacio al espacio -5 absorbido por +5 absorbido por nubes reflejado por la atmósfera + 109 tierra - 3 absorbido por atmósfera + 20 emitido por l la atmósfera -163 + +47 absorbida por tierra - 114 emitido por + 96 absorbido la tierra por la tierra Figura 2.12. Balance de radiación. La tierra tiene un superavit de energía radiante, mientras que la atmósfera registra un déficit del mismo valor. Por lo tanto debe haber una transferencia de calor de la tierra a la atmósfera para que ambos alcancen el equilibrio térmico. El modo de transferencia es la convección y la conducción (Figura 2.12). La Tierra (suelo) gana + 47 unidades en OC y pierde -144 + 96 = -18 unidades en OL, de lo que

14 resulta que recibe + 47-18 = 29 unidades netas en OC y OL-. La Atmósfera retiene + 100 19 6-3 -47 = + 25 unidades en OC y emite +114 96-67 -5 = -54 unidades en OL, de lo que resulta que entrega +25 54 = - 29 unidades netas (en OC y OL) con lo que se logra el equilibrio del sistema tierra-atmósfera, el balance es +29-29 = 0 Radiación neta en los cultivos. La descripción cuantitativa de la radiación neta de las cubiertas vegetales comprende los intercambios en la superficie del suelo cultivado, cubierto por las plantas y también los intercambios en las superficies vegetales mismas. En éstas condiciones ocurren intercambios múltiples y simultáneos entre la atmósfera, la vegetación y el suelo. Comportamiento de la radiación en onda corta en la fitósfera. En la figura 2.13 se describe el comportamiento de la radiación en la fitósfera: Rg radiación global que incide en el terreno cultivado (a) al tope del follaje-; α p coeficiente de reflexión de la cubierta vegetal o albedo ; α p. Rg porción de la radiación global que es reflejada por la cubierta vegetal (b); (1 α p ). Rg fracción remanente de la radiación global que penetra la cubierta vegetal y es gradualmente atenuada por los estratos foliares (c); (1 α p ). Rg. e -KF atenuación de la radiación. En un determinado estrato foliar es una fracción de la radiación que penetra en la cubierta vegetal (d); α s coeficiente de reflexión del suelo; (1 α s ). (1 α p ). Rg. e -KF fracción de radiación que llega y es absorbida por el suelo luego de atravesar la cubierta vegetal (f); α s. (1 α p ). Rg. e -KF energía reflejada por la superficie del suelo (e); α s. (1 α p ). Rg. e -2KF energía reflejada por la superficie del suelo que atraviesa la cubierta vegetal ya que la misma atenúa la radiación nuevamente (g); α c. Rg = (α p + α s (1 - α p ). e -2KF ). Rg sumatoria de la radiación reflejada directamente (b) y de la fracción que supera la cobertura vegetal (g), es decir es la radiación total en onda corta incidente no absorbida por la superficie cultivada. La radiación solar neta en onda corta en la fitósfera se puede expresar de la siguiente manera: R SNC = [1 - α s. e -2KF ]. [1 - α p ]. Rg (e) α p reflectividad de las plantas o cobertura vegetal; α s reflectividad del suelo; F de este factor depende la atenuación total de radiación, expresada por unidad de Área de terreno, también se la denomina Indice de Area Foliar IAF o LAI; K coeficiente de extinción de la energía, en la cubierta vegetal depende principalmente del ángulo de inclinación de las hojas con respecto a la horizontal y de la transmisión a través de las hojas; Ejemplos de la arquitectura foliar: inclinación foliar de 30 algodón, trébol, girasol; inclinación foliar de 60 caña de azúcar, gramíneas en general. El índice de área foliar F, LAI o IAF, toma valores diferentes para distintos cultivos: 2 para cultivos poco frondosos; 6 para cultivos con follaje denso, y 9 para cultivos exuberantes como arroz, caña de azúcar, maíz. La fracción de radiación que llega al suelo luego de atravesar la cubierta vegetal varía de 0.38 en plantaciones poco frondosas y de hábito vertical a menos de 0.03 en cubiertas densas y de hojas horizontales. Comportamiento de la radiación en onda larga en la fitósfera. La radiación en onda larga que proviene de la atmósfera es extinguida exponencialmente por los estratos foliares en forma similar a la de onda corta, como se ve en la Figura 2.14 y sólo una fracción alcanza el suelo.

15 R L la radiación en onda larga incidente en la superficie de la canopia; (a) R L. e -KF fracción de radiación que llega al suelo luego de su atenuación por la cobertura vegetal; (b) R S radiación en onda larga emitida por la superficie del suelo; (c) R S. e -KF remanente de la radiación emitida por el suelo que atraviesa la cobertura vegetal, con su consiguiente atenuación; (d) R p radiación en onda larga emitida por las plantas (e) hacia el suelo y hacia el exterior del follaje (y de la fitósfera); R p. e -KF radiación emitida por las plantas, que sale del follaje en ambas direcciones siendo atenuada por el follaje (hacia la atmósfera y hacia el suelo).

Figura 2.13. Esquema de los intercambios de radiación solar en onda corta en la fitósfera. 16 Figura 2.14 Esquema de los intercambios de radiación terrestre en onda larga en la fitósfera.

17 BALANCE DE RADIACION Balance de radiación en onda corta En el follaje: Entra: desde el sol E = (1 - αp). Rg reflejada desde el suelo E = αs. (1 - αp). Rg. e -KF Sale: desde el follaje hacia el suelo S = (1 - αp). Rg. e -KF desde el follaje hacia la atmósfera S = αs. (1 - αp). Rg. e -2KF Neta hacia abajo: Neta hacia arriba N = E - S =(1 - αp). Rg - (1 - αp). Rg. e -KF N = E - S =αs. (1 - αp). Rg. e -KF - αs. (1 - αp). Rg. e -2KF Neta total en el follaje Ntf = N + N Ntf = (1 - αp). Rg. (1 +αs e -KF ) - (1 - αp). Rg.e -KF. (1 +- αs. e -2KF ) Ntf = (1 - αp). Rg. (1 - e -KF ). (1 + αs. e -KF ) En el suelo: Entra desde el follaje: Sale Neta total en el suelo: E = (1-αs). (1 - αp). Rg. e -KF S = 0 (no sale energía en OC) N ts = E - S N = (1-αs). (1 - αp). Rg. e -KF En la Fitósfera: Entra desde el sol E = (1 - αp). Rg Sale desde el follaje hacia la atmósfera S = αs. (1 - αp). Rg. e -2KF Neta total en la fitósfera NtF = (1 - αp). Rg. (1 - αs. e -2KF ) Balance de radiación en onda larga en el follaje. Entra al follaje: E = RL (a) Sale del estrato de follaje hacia el suelo: S = RL. e -KF (b) Neto en el follaje, desde la atmósfera: N = E - S N = RL - RL. e -KF N = RL. (1 - e -KF ) Entra al follaje proveniente del suelo: E = RS (c)

18 Sale en el tope del follaje hacia la atmósfera: S = RS. e -KF (d) Neto en el follaje desde el suelo: N = E - S N = RS - RS. e -KF N = RS. (1 - e -KF ) Energía del follaje: considerando los límites de integración en el mismo sentido que el flujo de energía. Rp = F 0 Rv. e kf. df = Rv. F 0 e kf. df = - (Rv/K). e kf F 0 Rp = (Rv/K). (1 - e kf ) como la energía del follaje en onda larga sale en ambos sentidos del mismo, luego: Np = -2. Rp = -2. (Rv/K). (1 - e kf ) Neto total en onda larga en el follaje: Ntol = N + N + Np Ntol = RL. (1 - e -KF ) + RS. (1 - e -KF ) - -2. (Rv/K). (1 - e kf ) Ntol = [RL + RS - 2. (Rv/K)]. (1 - e kf ) En el tope del follaje la radiación neta en onda larga R LNC = R L - RS. e -KF - Rv/k (1 - e kf ) (j) (i) La radiación neta total en la fitósfera. La radiación neta en un terreno cultivado (fitósfera) R NC se obtiene de la suma de la radiación neta en onda corta y en onda larga: R NC = R SNC + R LNC R NC = (1 - α s. e -2KF ) (1 α p ). Rg + R L - R S e -KF R V /k. (1 - e -KF ) MEDICION E INSTRUMENTAL Hay dos tipos de instrumentos para medir insolación y radiación: los que miden la duración de la insolación, y los que miden la intensidad de la radiación solar. La radiación solar directa se mide con pirheliómetros y la radiación global con piranómetros, llamados también solarímetros. Es común a ellos la presencia de una cúpula de vidrio que deja pasar solo la radiación de onda corta proveniente del sol y excluir la radiación en onda larga. Es conveniente medir directamente la radiación solar total e incluso la neta, en vez de estimarla a partir de fórmulas basadas en la duración de la insolación o porcentajes de nubosidad. Estos aparatos (registradores) llamados actinógrafos, son frágiles y exigen su calibración periódica y el manejo por personal especializado. Uno de los más corrientes es el actinógrafo bimetálico registra la radiación solar total mediante diferencias de temperaturas entre una banda bimetálica pintada de negro y expuesta a la radiación solar y dos bandas bimetálicas similares pintadas de blanco o protegidas contra la radiación. Otro es el piranómetro Bellani, puede colocarse encima del terreno o al ras del suelo y la radiación de onda corta incidente sobre él pasará a través de la cúpula de vidrio transformándose en calor al encontrar una esfera de cobre ennegrecida. El calor evapora el líquido que hay dentro de la esfera (agua o alcohol). Se mide la diferencia de nivel del líquido mediante una escala graduada, valor que deberá multiplicarse por un factor de corrección del instrumento y al medio ambiente local. El factor depende de la temperatura. Los heliofanógrafos indican los períodos del día en que los rayos del sol han incidido directamente en el aparato, sin interposición de nubes.

19 El heliógrafo de Campbell Stokes aprovecha el calor generado por el sol para hacer sus registros. Es uno de los aparatos más usados en el registro de la insolación diaria (horas de sol por día). El heliógrafo tiene una esfera de cristal cuyo foco se forma sobre una banda de cartulina en la que queda una huella carbonizada durante las horas de insolación. Debe nivelarse y orientarse a la latitud correspondiente, el eje debe apuntar al norte astronómico. Los instrumentos que miden directamente el balance de radiación neta sobre una superficie (onda corta y larga) se llaman radiómetros netos. Fotoperiodismo 5. El efecto de la duración de la longitud del día sobre la floración fue descubierto hace unos 70 años por dos investigadores del Departamento Norteamericano de Agricultura (U.S.D.A.), W. W. Garner y H.A. Allard. Encontraron que tanto la variedad de tabaco (Nicotiana tabacum) Maryland Mammoth como la variedad de soja (Glycine max) Biloxi no florecían a menos que la longitud del día fuera más corta que un valor crítico de horas de luz. Garner y Allard denominaron a este fenómeno fotoperiodismo. Las plantas que florecen solamente bajo ciertas condiciones de luminosidad dependientes de la longitud del día se denominan fotoperiódicas. El fotoperiodismo es la respuesta biológica a un cambio en las proporciones de luz y oscuridad que tiene lugar en un ciclo diario de 24 horas (circadianos). Aunque el concepto de fotoperiodicidad surgió de estudios realizados en plantas, actualmente se ha demostrado en varios campos de la Biología. La longitud del día es el principal factor de control de la floración. Plantas de Día Corto (PDC) y Plantas de Día Largo (PDL). Garner y Allard consiguieron probar y confirmar su descubrimiento con otras muchas especies de plantas. Encontraron que las plantas son de tres tipos denominados plantas de día corto (PDC), plantas de día largo (PDL) y plantas de día neutro (PDN). Las PDC florecen a principios de primavera o en otoño ya que deben tener un período de luz inferior a un cierto valor crítico. Por ejemplo, en el cadillo (Xanthium strumarium) la floración es inducida por 16 horas o menos de luz (Figura 2.15). Otros ejemplos de PDC son los crisantemos, las dalias, las poinsetias, algunas compuestas, las judías, las fresas y las primaveras. Como se observa en la figura la longitud relativa del día y la noche determina el momento de floración de las plantas. Las curvas representan los cambios anuales en la longitud del día en ciudades de Norteamérica que están a diferentes latitudes (Miami, 26º N; Chicago, 40º N; y Winnipeg, 50º N). Las líneas horizontales nos muestran el fotoperíodo efectivo de tres plantas de día corto diferentes (el cadillo, 16 horas; la soja Biloxi, 14 horas; el tabaxo, Maryland Mammoth, 12 horas). El cadillo, por ejemplo, necesita 16 horas o menos de luz. En Miami puede florecer tan pronto como madura, pero en Winnipeg las yemas no aparecen hasta principios de agosto, tan tarde que, probablemente las heladas matan a la planta antes de que las semillas sean dispersadas. (Figura modificada de Raven, P.H., Evert, R.F. and Eichhorn, S.E., 1999. Biology of Plants. 6 th ed., W.H. Freeman and Company). Las PDL, que florecen principalmente en verano, sólo lo hacen si los períodos de iluminación son mayores que un valor crítico. La espinaca, algunas variedades de patata, algunas variedades de trigo, los gladiolos, los lirios, la lechuga y el beleño (Hyoscyamus niger) son ejemplos de PDL. Las PDN florecen sea cual sea la longitud del día. Ejemplos de PDN son el pepino, el girasol, el tabaco, el arroz, el maíz y el guisante. Hay que tener claro que las designaciones día corto y día largo son puramente fisiológicas. Una PDC es una planta que responde a una longitud del día menor que un valor crítico, mientras que una PDL es una planta que responde a una longitud del día superior a un valor crítico. El tiempo absoluto de iluminación no es lo importante. Por ejemplo, el cadillo (una PDC) y la espinaca (una PDL) florecerán si se exponen a 14 horas diarias de luz. La PDC florecerá puesto que el fotoperíodo es menor de 16 horas, su valor crítico, mientras que la PDL también lo hará puesto que el fotoperíodo, 14 horas, corresponde a su valor crítico. Actualmente, algunos investigadores han propuesto un cuarto grupo de plantas, las plantas de día intermedio (PDI). Estas plantas, como la caña de azúcar, sólo florecen si se exponen a períodos de luz de longitud intermedia. Si el período es mayor o menor que ese rango intermedio, la planta no florece. 5 Fuente: Luz y Desarrollo. El Fotoperiodismo, la Fotomorfogénesis y el Control de la Floración

20 Figura 2.15 Longitud del día y fotoperíodo efectivo de plantas de día corto. La respuesta fotoperiódica puede ser extraordinariamente precisa. A 22.5 ºC, la PDL Hyoscyamus niger (beleño) florecerá cuando se exponga a fotoperíodos de 10 horas y 20 minutos (ver Figura 2.16). Sin embargo, a esta temperatura no florecerá si el fotoperíodo es de 10 horas. Las condiciones ambientales también afectan al comportamiento fotoperiódico. Por ejemplo, a 28.5 ºC el beleño requiere 11 horas y media de luz, mientras que a 15.5 ºC sólo requiere 8 horas y media. Figura 2.16 Respuesta de la floración de las plantas al fotoperíodo.