Capítulo III
El clima.
Objetivos.
Al final de este capítulo deberás ser capaz de:
• Diferenciar entre Tiempo meteorológico, Clima y Bioclima.
• Distinguir entre macro, meso y microclimas.
• Señalar los elementos y factores del clima.
• Explicar la naturaleza de la Radiación Solar y los factores que la afectan en su travesía por la atmósfera (Leyes).
• Explicar la importancia del ozono atmosférico.
• Reconocer el efecto de la temperatura y como los organismos se adaptan a ella.
• Explicar el efecto invernadero y el calentamiento global
• Discutir la relación entre humedad atmosférica y precipitaciones
• Discutir la relación entre presión atmosférica y vientos.
• Construir e interpretar diagramas climáticos.
• Reconocer el efecto de las reglas ecogeográficas.
1.- Definiciones.
La característica física del biotopo que tiene mayor importancia para los seres vivos y que les impone más restricciones es el clima.
Clima “el conjunto de condiciones atmosféricas medias que caracterizan un punto de la tierra”. La clave del concepto clima es que se trata de condiciones medias, en general la media de cuarenta años para cada fenómeno meteorológico. Debemos diferenciarlo del Tiempo Meteorológico o Atmosférico que es el “estado de la atmósfera en un lugar y tiempo (cronológico) determinado”.
Bioclimatología: considera el clima en relación con los seres vivos.
Las características climáticas del medio en el que se encuentran los seres vivos son función, en parte, del tamaño de las especies, de modo que se pueden reconocer:
Macroclima (o Clima Regional): clima de una región relativamente grande (valle de Santiago) y que es el resultado de la situación geográfica y orográfica.
Mesoclimas, al aparecer modificaciones locales en algunos de sus elementos, el macroclima se diferencia en climas locales que abarcan zonas menores, p.e. quebradas, masas boscosas, laderas, etc.
Radiación Longitud de onda
(nm) Proporción en radiación solar
Efectos sobre seres vivos
Infrarrojo lejano () > 3500 29 % Calentamiento
Infrarrojo cercano 3500 - 740 22 % Favorece crecimiento de plantas
Rojo 740 – 610 11 % Fuerte absorción por plantas. Fotosíntesis.
Amarillo – verde 610 – 510 18 % Reflejado por las plantas. Máxima sensibilidad al ojo humano
Azul – violeta 510 – 390 11 % Fuerte absorción por plantas. Fotosíntesis
UV-A 390 – 310 7 % Reduce levemente el crecimiento vegetal.
Bronceado de la piel.
UV-B
310 – 280
1.5 % Síntesis vitamina D
Quemaduras solares. Algunos cánceres de piel. Cataratas. Debilidad sistema inmunológico.
Daña severamente las plantas terrestres, fitoplancton y larvas de peces.
Potente germicida. Cáncer ocular.
UV-C () < 280 0.5 % Letal para muchos organismos.
Puede destruir ácidos nucleicos. (ARN y ADN)
Microclima (o ecoclima) se aplica a nivel de organismos; su estudio debe poner de manifiesto la importancia del medio. Sus características sólo pueden ser determinadas por instrumentos especiales y técnicas complejas distintas de las usadas en los otros tipos de clima. Ejemplos, de microclimas son el clima que se encuentra al interior de un arbusto, bajo la corteza de los árboles, en el espesor del suelo, en la copa de un árbol, etc. Como podemos apreciar es un concepto distinto al de microclima empleado normalmente y que corresponde, más bien, a meso o microclimas.
2.- Elementos y factores del clima.
El escenario de los fenómenos meteorológicos es, obviamente, la atmósfera en particular su estrato inferior denominado Troposfera. Su altura varía entre los 8 a 10 Km. en los polos y 15 a 20 Km. en las latitudes intertropicales, con un promedio de 12 Km. Se caracteriza por que en ella a medida que ascendemos la temperatura va descendiendo, cada mil metros el aire es 6 ó 7 grados Celsius más frío. A nivel de suelo podemos encontrar temperaturas promedio de 30° C y en límite superior -50° C. Esta capa concentra las tres cuartas parte de la masa atmosférica y en ella ocurren los fenómenos meteorológicos más relevantes para la vida.
Elementos del Clima: Radiación Solar; Temperatura del aire; Humedad atmosférica; Precipitaciones (en todas sus formas); Presión atmosférica; Vientos; Evaporación; Nubosidad; Fenómenos electroacústicos. El más importante es la Radiación Solar que es el verdadero motor atmosférico y de la cual dependen en gran parte todos los demás elementos. Entre ellos hay múltiples relaciones de dependencia (por ejemplo, la temperatura del aire y la presión dependen de la radiación solar). La combinación compleja de estos elementos en un lugar y tiempo determinados constituye el tiempo atmosférico y sus promedios son los constituyentes del clima de ese lugar.
Factores del Clima: determinan el modo de presentación de cada uno de los elementos y la combinación característica de cada clima. Son Factores del clima: Latitud; Altitud; Relieve; Corrientes Marinas; Centros Semipermanentes de Altas y Bajas Presiones y Distribución de mares y tierras.
Así, la temperatura del aire en la troposfera disminuye con la altitud, lo mismo es válido para la presión; la radiación solar disminuye con la latitud; la presencia de montañas pueden determinar diferencias importantes en las precipitaciones; los centros de altas y bajas presiones inciden en los vientos, etc.
2.1.- Radiación Solar.
La radiación solar es la energía del sol que nos llega en forma de radiación electromagnética. Es el motor de la atmósfera y de la vida.
Su origen son las reacciones termonucleares que ocurren en el sol y que liberan una enorme cantidad de energía. Cada centímetro cuadrado de la superficie solar libera 6,15 kilovatios por minuto. Esta energía solar viaja a través del espacio en forma de radiación electromagnética y a la velocidad de la luz (300.000 Km/seg). Estas radiaciones, con una doble naturaleza: ondulatoria (ondas electromagnéticas) y corpuscular (fotones), se definen según su longitud de onda (). De acuerdo a éstas el espectro de la radiación solar es muy amplio, va de ondas de milésimas de manómetro ((*) =0.001 x 10-9 m) a ondas de Km. de longitud. Sin embargo, el 99% de la energía se encuentra en un rango mucho menor (200 a 4000 nm) y la mitad de ella, más o menos el 49% del total, se encuentra en lo que se denomina “ventana de la luz” (390 a 740 nm) y que es la única radiación que podemos ver. La fotosíntesis usa un rango aún menor. El fotosistema I, la clorofila 670-685 sólo puede captar los cuantos de energía de radiaciones cuya longitud de onda esta entre 670 y 685 manómetros.
Las radiaciones de longitud más larga que las que las del espectro visible se denominan infrarrojas, IR, (infrarroja cercana: 740 nm a 3.500 nm; infrarroja lejana 3.500 a 100.000 nm); las más cortas constituyen la radiación ultravioleta, UV (UV-A: 390 nm a 310 nm; UV-B: 310 nm a 280 nm).
La energía del sol que llega al límite superior la atmósfera es de aproximadamente 2 cal/cm2 por minuto (2.280 cal/cm2 día). Este valor se conoce como constante solar y la simbolizamos por S0. La constante solar varía entre 2,06 cal/cm2 minuto en el Perihelio (momento de mayor cercanía del planeta al sol durante su trayectoria orbital) y 1,94 cal/cm2 minuto en el Afelio (mayor alejamiento). Como la tierra es una esfera en rotación, esta energía se repartirá sobre toda la superficie de la esfera, 4()r2, es decir a 720 cal/cm2 día.
Esta energía se ve mermada por:
1) Ley de Bouguer. “La intensidad de una radiación que atraviesa un medio transparente disminuye en progresión geométrica cuando la masa atravesada aumenta en progresión aritmética”
2) Ley del coseno de la oblicuidad. “La intensidad de una radiación varía proporcionalmente al coseno del ángulo que forman la superficie sobre la que caen los rayos y el plano perpendicular a los mismos” Si llamamos S1 a la energía que cae sobre la superficie y Z al ángulo, entonces su valor será:.
La mayor intensidad se produce cuando los rayos solares caen verticalmente, p,e., cuando el sol está en el cénit, entonces Z vale 0 y el coseno de 0° es igual a 1, por lo tanto S1 = S0. La menor intensidad ocurre cuando el sol está cerca del horizonte y sus rayos llegan muy oblicuos. Si fueran paralelos al suelo el ángulo Z sería de 90° y el coseno de 90° vale 0, por lo tanto S1 = 0.
En Chile continental, dada su gran longitud (4.330 Km.; entre los paralelos 17° 30’ y 56° 30’ Latitud Sur) la ley del coseno de la oblicuidad explica la importancia que para el clima del país tiene la latitud como factor climático; mientras más al sur con mayor inclinación llegan los rayos solares.
Así mismo, esta ley explica el hecho de que los terrenos inclinados y expuestos hacia el norte (cara norte de los cerros) sean más cálidos y secos que los con exposición sur. Esto se aprecia claramente en la vegetación de los cerros de la zona central de Chile: la cara de exposición norte predomina la vegetación xerófila, en particular, la asociación de un cactus (Trichocereus Sp.) y el chagual (Puya chilensis), siendo mucho más húmeda la cara sur.
3) Opacidad de la atmósfera. La atmósfera no es una masa transparente, porque en ella, además de los gases que la constituyen (Ni, O, Ar), encontramos polvo en suspensión y vapor de agua, todos los cuales producen una merma en la radiación solar que la atraviesa. Las pérdidas de energía se producen por:
a) Absorción, cuando la radiación penetra el cuerpo que la absorbe, y se transforma en energía térmica, calentándolo. La capa de O3 de la estratosfera absorbe casi todas las longitudes de onda, pero más intensamente las radiaciones ultravioleta y los azules y violetas de la luz visible. El vapor de agua y el CO2 absorben las radiaciones de longitud de onda larga en el rango de las infrarrojas.
b) Reflexión, cuando una radiación al incidir sobre un cuerpo es desviada o devuelta, sin modificarse sus caracteres.
c) Dispersión, es similar, pero sí se produce modificación.
Balance de Energía: Si consideramos S0 como 100 %, podemos realizar un balance descontando las pérdidas de energía: absorción = 17%; reflexión = 25%; dispersión = 7%, total de pérdidas = 49%. El total que llega al suelo es de un 51%, que resulta de sumar la energía reflejada y dispersada que alcanza el suelo (14% + 11% respectivamente) y que se denomina Radiación Solar Indirecta (25%) y la Radiación Solar Directa (24%). A ese 51% que llega a tierra de una u otra manera, se denomina Radiación Global. Si se descuenta el albedo de la superficie terrestre, que en promedio se estima en un 5%, la Radiación Efectiva es finalmente de 46% de la constante solar. Así, la energía efectiva promedio es de más o menos 330 cal/cm2 día.
Con la altitud, al disminuir la densidad de la atmósfera, aumenta la radiación solar, así, las montañas pueden tener una radiación tres veces superior a la existente a nivel del mar.
d) Horas luz y estaciones del año. Las horas de luz varían de un lugar a otro de acuerdo a su latitud y a la época del año. Sólo durante los equinoccios (20-21 de marzo y 22-23 de septiembre) todos los lugares de la tierra tienen el mismo número de horas de luz (12 horas). Esto se debe a la inclinación del eje de la tierra (23° 30’) con respecto al plano de la eclíptica. El efecto de esta inclinación es nulo durante los equinoccios (igual noche), siendo máximo durante los solsticios (sol detenido) que ocurren 21-22 de junio (solsticio de invierno e nuestro hemisferio) y 21-22 de diciembre (solsticio de verano para nosotros, de invierno para el hemisferio norte). Esto tiene una decisiva importancia para la cantidad de energía que llega a un lugar de la tierra en determinado momento, ya que a mayor número de horas luz, mayor insolación. El efecto es más pronunciado en las latitudes altas. Más allá de los círculos polares (66° 30’) hay al menos un día con 24 horas de luz y otro con 24 horas de oscuridad. A medida que nos acercamos a los polos el número de días con 24 horas de luz o de oscuridad) va aumentando, hasta que en lo polos mismos (90°) tenemos seis meses de luz continua y los otros seis de oscuridad. En los polos se alcanza una insolación anual total que inferior al 42% de la que recibe el ecuador.
En resúmen, la cantidad de energía solar que llega al suelo es función de la duración del día, del ángulo de incidencia de los rayos solares y de la transparencia del aire.
2.1.1.- Atenuación de la radiación solar por la vegetación.
De la luz que alcanza la vegetación, las hojas reflejan aproximadamente entre un 6 y un 12 ciento de la radiación fotosintéticamente activa (RFA), es decir, la que se puede utilizar en fotosíntesis; un 70 % de la luz infrarroja y sólo un 3% de la luz ultravioleta. Las hojas absorben la luz azul, violeta y roja, pero reflejan la verde lo que les da su coloración típica.
Del 100 % de RFA que llega al techo de un bosque, un 10 % es reflejado (en una pradera es de 20%); un 79 % es absorbido en las capas más altas de vegetación, llegando sólo el 2% al suelo. Para describir esta atenuación se utiliza la ecuación de Beer:
En esta ecuación LDi corresponde a la luz disponible a una altura de i metros en un bosque, y se expresa en proporción a la Luz Disponible en la parte más alta de la cobertura vegetal y que corresponderá a 1 (ó 100%). La base de los logaritmos neperianos e está elevada al Índice de Superficie Foliar para esa altura. El ISF es una razón entre la Superficie Foliar (que se estima de acuerdo a la densidad foliar y tamaño de las hojas) y la superficie foliar proyectada en el suelo. k corresponde al coeficiente de extinción de la luz.
En un bosque caducifolio, típico de zonas templadas, la LD a nivel de suelo variará de acuerdo a la época, por ejemplo, en verano varía entre 1 y 5 ciento, en tanto que en invierno varía entre 20 y 50 por ciento; en un bosque aciculifolio (pinos) la LD0 es mucho mayor, entre 10 y 15 por ciento; y es mucho más bajo en una selva lluviosa tropical, entre 0,25 y 2 por ciento.
2.1.2.-Capa de ozono y luz ultravioleta.
Uno de los problemas más inquietantes de la hora actual, especialmente para nuestro país, es el planteado por la disminución de la “capa de ozono”. La mayor concentración de ozono (oxígeno triatómico) está en la estratosfera entre los 15 y 50 Km. de altura. Su masa alcanza los cinco mil millones de toneladas. A nivel del mar esta cantidad representaría una capa de 3mm de espesor, a pesar de ello es la única protección que los seres vivos tienen contra el letal efecto de las radiaciones ultra_violetas. El origen de esta capa está en las reacciones fotoquímicas en las cuales participa el O2, la luz ultravioleta tipo C (UV-C) de una longitud de onda () menor de 240 nanómetros y otras moléculas que actúan como catalizadores (radical hidroxilo; agua o peróxido de hidrógeno).
Fotodisociación del Oxígeno O2 + UV<240 nm () O + O
O2 + O + Catalizador () O3 + Catalizador
La energía de la luz ultravioleta, como cualquier radiación electromag_nética, es directamente proporcional a su frecuencia () e inversamente propor_cional a su longitud de onda (E = h(); donde E = energía; h: constante de Plank = 6.626075 x 10-34 Joules x segundo; ()frecuencia en Herz).
Mientras menor sea la longitud de onda, y por ende mayor la frecuencia, mayor será la energía de la radiación ultravioleta y, consecuentemente mayor su peligrosidad. El oxígeno que participa en la formación de ozono está jugando un importante papel protector ya que absorbe UV-C en la fotodisociación. El ozono, a su vez, absorbe radiación UV-B al destruirse por fotodisociación en forma análoga a la reacción que le dio origen: Fotodisociación del Ozono O3 + UV<230 -300 nm O2 + O
El átomo de oxígeno liberado encuentra fácilmente una molécula de O2 y regenera el O3. De ello resulta que el oxígeno y el ozono estratosféricos constituyen un excelente filtro de radiaciones peligrosas. De hecho, sólo llegan a la superficie de la tierra una peque_ña parte de los rayos UV-B y la mayor parte de la UV-A que es mucho menos dañina. Esta proporción es apenas el 0,5% del total de la radiación que recibimos, el resto corresponde a la luz visible y a los rayos calóricos o infrarrojos.
El problema del ozono está planteado desde que sabemos que se puede destruir sin la participación de rayos ultravioletas, y con mayor velocidad, mediante reacciones en que participan diferentes sustancias que funcionan como catalizadores. Entre ellas está los óxidos de nitrógeno (NO y N2O), monóxido de bromo (BrO) y, sobre todo, los átomos de cloro (Cl) y el monóxido de cloro (ClO). Las reacciones son las siguientes:
Cl + O3 ClO + 02
Cl0 + O Cl + O2
De esta manera se destruye una molécula de O3, se pierde un átomo de O, esencial para la regeneración del O2 y además queda libre el Cl para re_petir el ciclo.
A mediados del siglo XX, el Cl era muy escaso en la atmósfera, si em_bargo, a partir de entonces a tenido un notable incremento. La razón está en unos aparentemente inofensivos e inocuos compuestos de gran uso industrial. Son muy útiles como propelentes en sprays, como disolventes, en los congeladores y aire condicionado, espumas y otros usos. No son inflamables, no reaccionan con el oxígeno, son muy estables y no son tóxicos para los seres vivos. Son Ideales. Estos compuestos son los Clorofluorocarbonos, CFCs, que, sin embargo, llevados a la estratosfera por la circulación de los vientos, son destruidos por fotodisociación (UV200 – 220 nm), liberando átomos de Cl.
Sólo a partir de 1984, hay datos inequívocos de que la capa de ozono está siendo destruida, esto es particularmente notable en el hemisferio sur donde se ha producido el llamado “agujero de la capa de ozono”. El culpable inmediato sería el Cl proveniente de los CFCs, por lo que, por un acuerdo internacional (Montreal, 1987), se han ido gradualmente dejando de usar y están siendo remplazados. No obstante, el problema continúa ya que se ha acumulado una enorme cantidad de CFCs en la troposfera y con una vida media de 65 a 130 años.
El ozono, tan importante para la vida cuando ejerce su papel de pantalla en la estratosfera, es un potente tóxico para los seres vivos. En la atmósfera cercana a la superficie de la tierra hay lugares en los cuales puede alcanzar concentraciones peligrosas para la salud: es la atmósfera de las grandes ciudades.
2.2.- Temperatura.
La vida en nuestro planeta sólo se desarrolla y es posible en un rango muy estrecho de temperaturas, como máximo varias decenas de grados, y en un nivel de temperaturas bajas. En términos generales, los seres vivos no pueden subsistir más que en un rango de temperaturas comprendido entre 0° C y 50° C, en el que pueden desarrollar una actividad metabólica normal. Sin embargo, algunas formas de resistencia de nematodos pueden sobrevivir a temperaturas de -272° C y algunas cianobacterias viven a 90° C.
En la atmósfera las temperaturas máximas y mínimas absolutas registradas en la atmósfera a nivel de suelo son 58° C de máxima y -88° C de mínima. La temperatura varía fundamentalmente con los factores Latitud, en directa relación con la radiación, y con la altitud. Respecto de éste último factor, para trazar las isotermas (líneas que unen puntos geográficos con iguales temperaturas medias corregidas; pueden ser mensuales o anuales), es necesario corregir las temperaturas observadas por un factor de corrección de 0,5° C por cada 100 metros de altura. Es necesario señalar que el aire no se calienta directamente por la radiación solar en forma significativa, sino que se calienta desde abajo por la radiación infrarroja del suelo y de los objetos que hay en él, que son los que se calientan directamente por la radiación solar que absorben.
Los climatólogos trabajan con varios tipos de temperaturas medias:
Temperatura media diaria:
Temperatura media mensual:
Temperatura media anual:
Las temperaturas llamadas normales son promedios de cuarenta años.
Temperatura Normal Diaria:
Temperatura Normal Mensual:
El efecto de la distribución de mares y tierras sobre la temperatura es patente cuando vemos la posición del Ecuador Térmico, que es una línea que une los puntos geográficos con mayores temperaturas medias mensuales a anuales. Esta línea se ubica al norte del Ecuador Geográfico, ya que es en el hemisferio norte donde se encuentran la mayor parte de las tierras y éstas se calientan y enfrían más rápidamente que las aguas.
No obstante, para los seres vivos lo que verdaderamente importa son las temperaturas extremas reales que deben soportar. Es importante entonces considerar las amplitudes o rango de temperatura entre máximas y mínimas. La amplitud más significativa es la Amplitud Diaria, las amplitudes mensual y anual se construyen con promedios de temperaturas máximas y mínimas.
2.2.1.- Organismos y Temperatura.
Todos los organismos viven en un ambiente térmico con el que intercambian energía, es decir, el organismo obtiene energía del ambiente y entrega energía a éste. Haciendo caso omiso de la energía que los animales obtienen del ambiente a través de la ingesta de alimentos, todos los organismos ganan energía, (calor) por Radiación, Conducción y Convección, y la pierden por los mismos mecanismos físicos a los que se suma la Evaporación.
Radiación, la energía radiante del sol (luz, térmica, UV) puede alcanzar a los organismos en forma directa y aumentar, al ser absorbida, su temperatura; las plantas tienen la capacidad de transformar parte de esta energía (5% de la Radiación Neta, Rn) en energía química de almacenamiento temporal. También se gana energía al recibir radiación solar indirecta, es decir reflejada por otros cuerpos, o dispersada por el polvo atmosférico. A esto hay que agregar la energía irradiada en forma de radiación infrarroja, o radiación térmica, por todos los cuerpos, vivos o inertes del ambiente. Todos ellos (animales, vegetales, suelo, rocas, agua, construcciones.) son capaces de absorber energía, calentarse e irradiar radiación infrarroja o térmica. Por lo tanto, los organismos pueden perder calor por este mismo mecanismo al irradiar energía térmica a su entorno.
Conducción, es la transferencia de calor por contacto entre dos cuerpos, depende de la superficie en contacto, la diferencias de temperaturas y la conductancia. Los animales utilizan esta forma de ganar y perder calor mediante su conducta, se echan en lugares fríos o cálidos o se agrupan.
Convección, se produce esta transferencia cuando sobre el cuerpo de un organismo fluye un gas (aire) o líquido (agua).
Evaporación, es la forma más importante de los organismos para perder calor. Se debe a que la pérdida de agua en forma de vapor requiere de energía: se necesitan 540 Kcal. para evaporar 1 litro de agua (calor de evaporación). La evapotranspiración es la restitución de agua a la atmósfera desde el suelo gracias a la evaporación del agua del suelo y a la transpiración de las plantas. Es sorprendente la cantidad de energía que utilizan las plantas en la evaporación, en promedio una pradera utiliza el 80% de la energía absorbida. La evaporación es favorecida por la sequedad del ambiente (humedad relativa baja), la temperatura del cuerpo que evapora agua desde su superficie y el movimiento del aire. La sudoración es la forma en que muchos mamíferos evaporan agua como mecanismo de termorregulación, se reconocen dos tipos de sudoración: la perspiración sensible o transpiración, que es la sudoración ocasional y apreciable a simple vista, y la perspiración insensible que es permanente y no se ve.
Según los mecanismos utilizados para regular su temperatura, se reconocen tres grupos de animales:
Homeotermos que mantienen constante su temperatura corporal más o menos independientemente de la temperatura del aire. Lo consiguen gracias a la producción interna de calor, endotermia (son las aves y mamíferos).
Poiquilotermos tienen temperatura corporal variable y estrechamente dependiente del ambiente, utilizan mecanismos externos para su termorregulación, ectotermia. (anfibios, peces y reptiles) y los invertebrados.
Heterotermos utilizan tanto la endotermia como la ectotermia de acuerdo a las condiciones imperantes y a las necesidades de su metabolismo en el momento.
Un mecanismo interesante para evitar la pérdida de calor, pero también para facilitar la disipación, es el de contracorriente. Se basa en que la sangre arterial, proveniente del “core” intercambie calor con las venas que vienen de la superficie y en dirección contraria. Algunas especies tienen adaptaciones morfológicas que favorecen este mecanismo. Así se ha desarrollado el rete que es una red vascular de arteriolas y vénulas que facilitan el intercambio.
La temperatura en las plantas, cuyo metabolismo es poco importante en la generación de calor interno, depende fundamentalmente de las temperaturas del ambiente, por lo que es muy variable, no sólo en distintas épocas, sino que en un mismo momento en partes diferentes de la planta. La posición de las hojas es también determinante, una hoja perpendicular a los rayos del sol recibirá una radiación directa mucho mayor que si está inclinada en 70°, por ejemplo. (Ley del coseno de la oblicuidad). La capa superior de la vegetación recibirá mayor radiación que las capas inferiores (recordemos la atenuación
El efecto más importante de la temperatura en las plantas tiene que ver con la tasa fotosintética, así a -10° C de temperatura, (o a 40° C) la tasa de fotosíntesis, estimada por la absorción de CO2 , es igual a 0 mol de CO2/m2/s. Existe un rango de temperaturas óptimo, en las cuales se obtienen las mayores tasas de fotosíntesis, por ejemplo, entre 22 y 30° C. (15 mol de CO2/m2/s.)
CO CH4 N2O CFC
Concentración
Preindustrial (1750) 280 ppm 0.8 ppm 288 ppb 0
Concentración 1990 353 ppm 1.72 ppm 310 ppb 280 ppt
Tasa actual de incremento 0.5 % 0.9 % 0.25 % 4 %
Tiempo de vida (años) 50 – 200 años 10 años 150 años 130 años
Potencial de Calentamiento Global 1 11 260 0
Contribución relativa al calentamiento global 72 % 18% 10 % 0 %
Sin embargo, este rango es variable específicamente, sobre todo si se considera la vía fotosintética que utiliza la planta. En general, las plantas que usan las vías C4 o CAM (metabolismo del ácido crasulácico) propias de ambientes cálidos y secos, tienen rangos de temperatura óptima que pueden ir entre los 30 y 40° C.
Las plantas también han generado adaptaciones al frío, por ejemplo, algunas recurren al aislamiento térmico mediante cubiertas de pelos que actúan como trampa de calor semejante al pelaje de los mamíferos. Otras evitan el sobreenfriamiento causado por heladas, a través de compuestos anticongelantes que evitan la congelación de la savia (azúcares o aminoácidos).
Estos compuestos se producen en una corta temporada, invierno, y desaparecen e la primavera, de ahí el peligro de las heladas de primavera.
.2.2.- Efecto Invernadero y Calentamiento Global
Desde finales del siglo XIX la temperatura global de la superficie terrestre se ha ido incrementando. Si consideramos la media de temperatura para el intervalo que va de 1880 al año 2000, encontramos que la media anual de 1887, por ejemplo, es menor a la media del intervalo en -0,4° C. y la media anual del año 1995 es mayor en 0,4° C. Esto significa que las temperaturas medias en el último siglo se han incrementado en 0.5° C. en promedio (0.8° C. para los continentes y 0.3° C. para los mares). Por supuesto que el incremento no ha sido lineal, ha habido fluctuaciones con períodos de fuerte crecimiento (1910-1940) y otros períodos de enfriamiento, como el de 1991-1993 con temperaturas globales que descendieron entre 0.3 y 0.5° C. La causa de ello fue la inyección a la atmósfera de enormes cantidades de polvo y aerosoles provenientes de la erupción del volcán Pinatubo.
¿A qué se debe esta tendencia al calentamiento global?
Para responder esta pregunta es necesario abordar lo que se ha denominado “Efecto invernadero”. Un invernadero, con paredes y techo acristalado, se caracteriza por atrapar el calor en su interior. Esto sucede por que el vidrio no es transparente a las radiaciones térmicas, pero sí a las otras radiaciones solares. De modo que éstas penetran y son absorbidas por los objetos al interior del invernadero, estos aumentan su temperatura y comienzan a irradiar energía en forma de radiación infrarroja (térmica) que no puede escapar fuera del recinto acristalado.
En la atmósfera existen gases que funcionarían como lo hace el vidrio; estos gases absorben las radiaciones infrarrojas, mientras dejan pasar las demás radiaciones (excepto las UV). El “efecto invernadero” es en todo caso un fenómeno natural, gracias a él la temperatura es 33° C. superior a lo que cabría esperar de no existir los gases invernadero. El principal “gas invernadero” es el vapor de agua, pero el hombre no influye directamente sobre su presencia en la atmósfera. El segundo en importancia es el dióxido de carbono (CO2) cuya concentración en la atmósfera ha aumentado en 25% en los últimos 200 años.
En 1775 su concentración era de 280 ppm (partes por millón), en el año 2000 había alcanzado las 350 ppm. No cabe duda que su aumento es de origen antropogénico, producido por la quema de combustibles fósiles y además, reforzado por la tala de bosques que son los grandes consumidores de CO2. El vapor de agua y el CO2 absorben energía en las bandas de 4.000 a 8.000 nm y entre 12.000 y 20.000 nm dejando así una ventana de emisión (entre 8.000 y 12.000 nm). Sin embargo, hay otros gases invernaderos que “cierran” esta ventana de emisión. Son el metano (CH4), el ozono (O3), óxido nitroso (N2O) y los clorofluorocarbonos (CFCs). Estos últimos no existían hace 70 años y son de origen netamente antropogénico, su efecto invernadero es nulo ya que se compensa con la destrucción del ozono como vimos más antes.
Las siguientes tablas nos muestran los principales gases invernaderos, su origen y su efecto.
Los efectos del incremento de los gases invernadero, el calentamiento global que afectará no sólo la atmósfera, sino también las aguas y al clima en general, se ha venido apreciando desde mediados del siglo XIX. Aunque existen excepciones, el principal indicador es el retroceso de los hielos, especialmente de los glaciares de montaña.
Otro indicador es el aumento del nivel marino, el que en los últimos cien años ha subido entre 10 y 25 cm. (La fusión completa de los casquetes polares elevaría en 70 metros el nivel del mar). Esto puede deberse a derretimiento de hielos, pero también a la propia expansión térmica del agua y otros fenómenos menores de origen antrópico como sobre explotación de aguas subterráneas, desecación de humedales.
Las estimaciones del IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) señalan que ha fines del siglo XXI las temperaturas serán entre uno y cuatro grados más altas que las actuales, con cambios en los patrones de precipitación, desertificación de algunas zonas, mayor extensión de los períodos de sequía e inundación, etc.
2.3.- Humedad atmosférica y precipitaciones.
Entendemos por Humedad atmosférica la presencia en la atmósfera de agua en suspensión en forma de vapor. Se puede medir y expresar en forma absoluta, p.e. 12 g/m3. Dado que la capacidad de un volumen de aire de contener agua en forma de vapor es función de su temperatura, el valor absoluto nos informa poco, por ejemplo, si se está cerca de la saturación o no. Es por ello que se ha ideado Humedad Relativa (HR) que es el cociente entre la cantidad de agua contenida en un volumen de aire (C) y la cantidad máxima que ese volumen puede contener de acuerdo a su temperatura (S). Como vemos en la siguiente tabla la capacidad del aire de tener agua como vapor se duplica más o menos cada 11° C de aumento de su temperatura.
tª ° Celsius g/m3
-20 0.89
0 4.85
10 9.40
20 17.30
30 30.37
40 51.17
El aire saturado contiene la máxima cantidad de vapor de agua que su temperatura le permite, cualquier excedente condensará.
Según su Humedad Relativa el aire puede considerarse muy seco (HR<50%); seco (50%
<70%); húmedo (70%
<80%) y muy húmedo (80&
El aire se puede enfriar, alcanzar su punto de rocío y condensar su humedad, de varias formas. Por contacto con una región fría, por ejemplo cuando las masas de aire húmedo y cálido de origen tropical entran en contacto con la corriente fría de Humboldt. Por mezcla de masas de aire con temperaturas más frías. Por expansión, por ejemplo cuando es obligado a subir.
Esta última forma puede ocurrir cuando se encuentran dos masas de aire de distintas temperaturas. Si una masa de aire frío y seco avanza (frente frío) y se encuentra con una masa de aire cálido y húmedo, se introduce bajo ella como una cuña y la levanta. Esto produce el enfriamiento del aire cálido húmedo que alcanza el punto de rocío, se satura y precipita su humedad. Lo mismo ocurre cuando es la masa de aire cálido húmedo la que avanza (frente cálido), y, en este caso, remonta una masa de aire frío, el resultado es el mismo. También se produce el enfriamiento por el “efecto sombra” que es el producido por las montañas que obligan a las masas de aire cálido húmedo a levantarse para sobre pasarlas. El efecto consiste en que al enfriarse las masas de aire precipitan sobre la vertiente de barlovento, pierden humedad, sobrepasan el obstáculo y bajan al otro lado de la montaña. Al bajar se calienta la masa de aire, por lo tanto disminuye su humedad relativa, y no sólo no precipita sino que puede desecar el ambiente a sotavento.
Para que se produzca la precipitación, no basta que se alcance el punto de rocío y un 100% de HR (saturación), es necesario que existan núcleos de condensación, que generalmente corresponden a polvo en suspensión. Los núcleos de condensación facilitan la coalescencia de microgotas de vapor condensado, de modo que se van formando gotas cada vez de mayor tamaño, hasta que son capaces de vencer la resistencia del aire y precipitan en forma de lluvia. Si las temperaturas son tan bajas como 0° C la coalescencia ocurre entre cristales de hielo y la precipitación tendrá lugar como nieve.
2.4.- Presión atmosférica y vientos y circulación del aire.
La presión atmosférica corresponde al peso de la atmósfera o la fuerza que ésta ejerce sobre un punto determinado. A nivel del mar la presión ejercida es equilibrada por una columna de mercurio de 1 cm2 de sección y 760 mm de alto (Torricelli). Como la densidad del Hg es de 13,596 g/cm3 el peso de la comuna equivale a 1,033 Kg./cm2 o 10 Toneladas por metro cuadrado. Es más común expresarla en milibares o hectopascales, en ambos casos el valor es de 1.013 mb o hP. Para los organismos que viven en el fondo de un océano de aire, la presión atmosférica no tiene un efecto más que secundario, pero es muy importante para el clima, ya que de ella dependen los movimientos del aire.
El aire se mueve por las diferencias de presiones. Cuando se mueve en el sentido vertical, ya sea subiendo o bajando, hablamos de Corrientes Ascendentes o Descendentes respectivamente. Cuando lo hace en sentido horizontal hablamos de vientos, los que se denominan de acuerdo a la dirección de donde provienen (vientos del noroeste, del sur, etc.) o con nombre particulares, en general regionales. Las diferencias de presión se crean por las diferencias de temperatura en la superficie de la tierra. Así por ejemplo, a bajas latitudes, como en el ecuador geográfico, hay mayor radiación, por lo tanto, la temperatura es mayor y el aire tiende a expandirse, ocupando un mayor volumen que a mayores latitudes. El aire de esta zona se “derrama” hacia zonas más frías, donde el aire más denso ocupa menos volumen, de modo de igualar los volúmenes. Pero, esto implica pérdida neta de aire en las zonas más cálidas, creando a nivel de suelo un cinturón de baja presión, y allí donde el aire se ha derramado, una ganancia de aire y un cinturón de alta presión a nivel de suelo.
El modelo teórico para circulación de la atmósfera de Hadley, plantea la formación de varios cinturones de altas y bajas presiones alternados, a partir del ecuador tenemos: a) cinturón ecuatorial de bajas presiones (zona de las calmas o Zona de Convergencia Intertropical); b) cinturón de altas presiones subtropical (en las latitudes 30° Norte y Sur), c) cinturón de bajas presiones (latitudes de 60° Norte y Sur) y d) casquete polar de altas presiones. Sin embargo, dado que el planeta no es homogéneo y además rota, lo que encontramos no son cinturones de altas y bajas presiones sino que centros de altas y bajas presiones.
El aire se moverá a nivel de suelo desde las zonas de altas presiones hacia las de bajas presiones y la intensidad con que lo haga dependerá del Gradiente de presión. Éste se define como la diferencia de presiones, normalmente expresada en milibares, que existe entre dos puntos geográficos separados por 100 Km.
Los vientos deberían moverse perpendiculares a las isobaras, es decir las líneas imaginarias que unen puntos geográficos con iguales presiones (corregidas para compensar diferencias de altitud). Sin embargo, esto no ocurre por el efecto de la rotación de la Tierra, la fuerza aparente o efecto de Coriolis, que desvía los fluidos en movimiento hacia la izquierda en el hemisferio sur y hacia la derecha en el hemisferio norte. Esto es particularmente claro cuando se analiza la circulación general atmosférica y el patrón de vientos superficiales, o los centros semipermanentes de altas y bajas presiones.
En lo que respecta a los centros de altas y bajas presiones deberemos definirlos. Un centro de alta presión o Anticiclón, es un área de isobaras cerradas y concéntricas, con las mayores presiones en el centro las que originan vientos centrífugos. En el hemisferio sur son desviados hacia la izquierda por lo que generan un régimen de vientos antihorario. Un centro de baja presión, llamado también ciclón, se diferencia del anticiclón en que las presiones altas están en la periferia y las bajas en el centro de modo que los vientos son centrípetos. En nuestro hemisferio son desviados hacia la izquierda por lo que generan un régimen de vientos de sentido horario.
Para el clima de nuestro país es muy importante la presencia del Anticiclón del Pacífico, estacionado frente a nuestras costas y cuya influencia se hace sentir hasta la VIII región. Está asociado a buen tiempo y es el responsable de la falta de precipitaciones en el norte de Chile. En el verano se mueve hacia el sur y en el invierno hacia el norte, dejando que entren masas de aire frío más al norte que en verano. Estos frentes fríos en contacto con masas más cálidas y húmedas provocan inestabilidad que deriva en sistemas de bajas presiones que provocan lluvias y mal tiempo en la zona central y sur.
3.- Construcción e Interpretación de climogramas.
La bioclimatología se sirve de los datos obtenidos por la meteorología, en particular, temperatura, precipita_ción y humedad relativa. Con estos datos se pueden calcular distintos índices y trazar diferentes gráficas climáticas (climogramas). Todas estas técnicas nos permiten caracterizar los bioclimas regionales y clasificar los climas de un país con un criterio ecológico.
La representación gráfica de pares climáticos, por ejemplo, temperatura y precipitaciones, es una técnica de gran difusión que permite presentar en forma gráfica y con claridad las tendencias climáticas, facilitando las comparaciones a un nivel regional.
Según la forma de elaborarlas, podemos agrupar las representaciones gráficas en 2 categorías: 1) las que emplean un sistema de ordenadas simples (Hiterógrafos y Climógrafos) y 2) las que utilizan un sistema con 2 ejes de ordenadas (diagrama ombrotérmico). Hay diferentes formas de confeccionarlos, nosotros seguiremos a Di Castri y Hajek; lo importante es que las comparaciones se realicen con climogramas construidos de la misma forma.
Hiterógrafo (termohidrograma).
Se construye con los datos de temperaturas medias mensuales en grados Celsius y las precipitaciones en mm de agua caída. En la abscisa se colocan los valores de precipitaciones que van desde 0 a 500 mm, en la ordenada se colocan las temperaturas desde -15 º C en el origen hasta 35 º C. Para evitar que los hiterógrafos de regiones áridas coincidan con la línea de las ordenadas, se traza esta última a la izquierda del 0 de precipitaciones. El gráfico se divide en cuatro cuadrantes por líneas paralelas a las abscisa y a la ordenas a la altura de los 250 mm de precipitaciones y los 10º C de temperatura. Tomando los datos de un mes (tª y precipitaciones) se representa por un punto las condiciones medias de ese mes para este par climático.
Se repite la operación para el resto de los meses y se unen los puntos, siguiendo la secuencia en que fueron obtenidos. El resultado es un polígono (excepto en climas áridos en que es una línea) que en estricto rigor es el hiterógrafo.
La ubicación, la inclinación, la forma y la extensión del hiterógrafo, exteriorizan visualmente las características esenciales del clima de una estación meteorológica.
Climógrafo (termohigrograma).
Se construye en la misma forma que el anterior reemplazando la escala de precipitaciones por la de humedad relativa. Ésta va de HR = 0% a HR = 100%. En este caso no es necesario separar el eje de las ordenadas del 0% HR, ya que este valor no se observa en la naturaleza. El climógrafo también se divide en cuadrantes, en este caso la línea vertical se levanta sobre 50% de Humedad Relativa.
Diagrama ombrotérmico de Gaussen & Walter (Climodiagrama).
En este caso, la abscisa lleva los meses del año, partiendo con el mes más frío (Julio en hemisferio Sur y Enero en el Norte). Hay dos ordenas: la ordenada de la izquierda se levanta coincidiendo con el mes más frío y corresponde a los valores de las temperaturas que en este caso van de 0º C, en el origen, a 50º C. La ordenada de la derecha coincide con Junio (o Diciembre) y representará las precipitaciones que van de 0 a 100 mm. Sobre los 100 mm mensuales se reduce la escala a un décimo, de modo que si para los 100 primeros milímetros de precipitaciones se usaron 10 cm. de papel, en los próximos 100 mm se ocupa sólo 1cm. ce papel. Para cada mes se representa con un punto la temperatura y con otro las precipitaciones. Al unir los puntos se obtienen dos líneas, una de las precipitaciones y otra de temperaturas. Allí donde la línea de precipitaciones queda bajo la de las temperaturas —área que se grafica con un puntillado— se interpreta como situación de aridez; el área en que las precipitaciones sobrepasan la línea de las temperaturas, pero bajo los 100 mm de precipitación —área que se achura— se interpreta como época con suficiente aporte de agua. Sobre los 100 mm de agua —área que se ennegrece— se estima que hay excedente de agua. Como vemos, en el diagrama ombrotérmico se considera, no sólo el agua caída, sino que la temperatura, de la cual depende la evaporación, y por lo tanto estima mejor el agua disponible para las plantas.
Análisis e Interpretación.
En forma muy general, los cuadrantes del climógrafo y del hiterógrafo nos dan una primera aproximación del tipo de clima con que tratamos. Partiendo del superior izquierdo y en sentido contrario al movimiento de los punteros del reloj los cuadrantes se denominan: I.- Cálido seco; II.- Frío seco; III.- Frío húmedo y IV.- Cálido húmedo.
De acuerdo a los hiterógrafos, tenemos los siguientes bioclimas.
a) Bioclimas constantes (oceánicos o ecuatoriales).
Se evidencian por hiterógrafos irregularmente redondeados, sin marcadas variaciones de temperatura y precipitaciones.
b) Bioclimas de tendencia tropical.
Se reconocen por hiterógrafos situados en la parte superior del gráfico y alargados horizontalmente debido a las fuertes fluctuaciones pluviométricas estacionales, con lluvias en verano, junto a una relativa constancia térmica. En Chile existe esta tendencia en la zona norte del país, presentándose con lluvias estivales, el llamado "invierno bolivia_no". Los hiterógrafos de esta zona presentan una forma de bandera y se ubican más abajo en el gráfico debido a las menores temperaturas.
c) Bioclimas de tendencia mediterránea.
Dado que las precipitaciones están concentradas en el período frío del año y con sequía durante la estación cálida, los hiterógrafos de este clima se evidencian como figuras más o menos alargadas e inclinadas hacia la posición derecha e inferior del diagrama. Esta tendencia está muy bien representada en Chile.
d) Bioclima de tendencia continental.
Se revela por un hiterógrafo muy extendido verticalmente. Esto se debe a las grandes fluctuaciones térmicas y a la relativa constancia pluviométrica.
e) Clima desértico.
También da hiterógrafos alargados en el sentido vertical, pero siempre adosados al margen izquierdo de diagrama debido a la ausencia de precipitaciones. En los desiertos cálidos el hiterógrafo está en el cuadrante I y en los fríos en el II.
Evidentemente, estos son diagramas ideales. Lo normal es que haya condiciones climáticas transicionales que dan hiterógrafos más o menos híbridos entre las si_tuaciones planteadas.
En el diagrama ombrotérmico, siempre que la línea de las precipitaciones cae bajo la de las temperaturas se presupone que hay situación de aridez (área punteada en el gráfico). Otra situación puede ser que la cantidad de agua sea suficiente (área achurada) o que haya un excedente de agua (área rellena sobre los 100 mm).Este diagrama permite, además, ver claramente la época del año en que se presentan las precipitaciones más abundantes y asociarlas rápidamente al curso anual de las temperaturas.
En nuestro país se da más importancia al Hiterógrafo, ya que dada la escasa anchura del territorio, el climógrafo se ve demasiado influido por la cercanía del mar en todos las estaciones, salvo las de la puna.
4 – Reglas Ecogeográficas.
Las reglas ecogeográficas son enunciados provenientes de observaciones empíricas que asocian la morfología de los animales a las características climáticas del ambiente en que viven.
En animales que tienen una gran área de distribución, sobre todo si esta implica grandes diferencias latitudinales, y por ende climáticas, se puede apreciar que las poblaciones de distintas localidades con diferencias importantes en la temperatura, humedad, radiación solar, etc, presentan diferencias morfológicas. Estas diferencias pueden afectar el tamaño, las proporciones, la coloración del pelo y otras características que hacen que en una misma especie se puedan reconocer razas distintas o subespecies. Se denomina Razas geográficas o Ecotipos a estas variedades resultantes de la adaptación a condiciones ambientales diferentes. Las reglas ecogeográficas sólo son aplicables dentro de una especie con ecotipos, no entre especies diferentes.
Regla de Bergman. En una especie de amplia distribución geográfica, las variedades adaptadas a las zonas más frías de su área de distribución, tendrán un tamaño corporal mayor a las de zonas cálidas. La explicación estaría en que a medida que se aumenta de tamaño la relación superficie/tamaño (volumen o peso del cuerpo) varía, ya que mientras la superficie cambia de acuerdo al cuadrado del radio, el volumen lo hace de acuerdo al cubo (S=4r2 y V=4/3 r3). De este modo un cuerpo más voluminoso tendrá relativamente menor superficie que un cuerpo pequeño. Ahora, si recordamos que la superficie es determinante en el intercambio de calor con el ambiente, tener mayor tamaño resulta adaptativo en condiciones frías, del mismo modo un cuerpo pequeño está mejor adaptado a las condiciones cálidas. La aplicación de esta regla al hombre parece confirmarla: las razas nórdicas tienen entre 37 y 39 Kg/m2, las tropicales 36 Kg/m2, los pigmeos 31.5 Kg/m2 y los bosquimanos 30.5 Kg/m2.
Regla de Allen. Los ecotipos de zonas frías tienden a tener un menor tamaño de sus partes periféricas (orejas, patas). Esta regla es complementaria de la anterior; es claro que el menor tamaño de partes periféricas contribuye a la disminución de la superficie de intercambio de energía, favoreciendo la conservación del calor corporal. Muchos animales de ambientes cálidos han desarrollado estructuras, como las papadas, que aumentan su superficie corporal.
Regla de Gloger. Esta regla relaciona coloración de la piel con temperatura y humedad. A mayor temperatura se encontraría una mayor cantidad de pigmentos pardos, por su parte, la humedad se correlacionaría positivamente con la cantidad de pigmentos negros (melaninas). La explicación estaría más bien relacionada con la radiación solar que con la temperatura, ya los pigmentos impiden la penetración de la luz UV a las capas profundad de la piel, son filtros naturales.
Regla de Wilson. Afirma que en ambientes fríos tiende a predominar el pelo fino e hirsuto, como la lana, sobre el pelo más grueso y liso.
Otras adaptaciones morfológicas que pueden asociarse a características climáticas, tienen que ver con los depósitos de grasa y la alternancia de épocas de bonanza y escasez de alimentos. Las jorobas (camellos, cebúes) la estatopigia en el hombre (hotentotes y bosquimanos), las colas grasas (algunos caprinos), se explican como depósitos de reserva que no interfieren significativamente con la disipación de calor en ambientes cálidos, como ocurriría si se depositara uniformemente bajo la piel. En climas cálidos y secos es posible apreciar que los animales tienen una piel más gruesa que sus parientes de otros lugares. Se ha sugerido que esto se relaciona con la vegetación espinosa de estos lugares y como protección de picaduras de insectos, más que directamente con la temperatura.
Preguntas de Repaso.
¿Qué entiendes por Tiempo meteorológico, Clima y Bioclima?
¿Cuáles son las diferencias entre macro, meso y microclimas?
¿Cuáles son los elementos y factores del clima?
¿Cuál es el origen y naturaleza del la radiación solar?
¿Puedes enunciar las leyes de Bouguer y del cos de la oblicuidad?
¿Qué fenómenos físico determinan la opacidad de la tmósfera?
¿Qué relación hay entre la inclinación del eje de rotación de la tierra y las estaciones del año y horas luz?
¿Qué se entiende por “ índice de superficie foliar” y que incidencia tiene en la atenuación de la luz?
¿Cómo se relacionan el ozono y la luz ultravioleta?
¿Cuáles son los mecanismos físicos por los que los organismos ganan y pierden calor?
¿Cómo se clasifican los animales según los mecanismos que utilizan para regular su temperatura? ¿Qué es un mecanismo contracorriente?
¿Cómo se produce, en qué consiste y que efecto tiene el efecto invernadero?
¿En que consiste el “efecto sombra”?
¿Qué relación hay entre presión atmosférica y vientos?
¿Qué diferencia un Hiterógrafo de un clinógrafo? ¿Cuál de ellos es más útil en Chile? ¿Por qué?
¿Cuáles son los Bioclimas dominantes en nuestro país?
¿Cuáles son las reglas ecogeográficas?
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