Bioclimatologie Si Fenologie Vegetala Sorin Vatca Ref2 [309414]

Cuprins

Prefață 5

Rezumat 7

bioclimatologie

CAPITOLUL 1 9

1 ORIGINEA ȘI COMPOZIȚIA ATMOSFEREI 9

1.1 Atmosfera și Pământul 9

1.2 Impactul compoziției atmosferice asupra plantelor 15

1.3 Impactul plantelor asupra compoziției atmosferei 17

CAPITOLUL 2 19

2 BILANȚUL ENERGETIC AL ATMOSFEREI 19

2.1 Radiațiile din atmosferă 19

2.2 Bilanțul energetic 23

2.3 Impactul radiațiilor asupra plantelor 29

2.4 Impactul plantelor asupra radiațiilor 35

CAPITOLUL 3. 38

3 TEMPERATURA SOLULUI ȘI A AERULUI 38

3.1 Căldura, proprietățile termice și temperatura 38

3.2 Încălzirea și răcirea solului 39

3.3 Încălzirea și răcirea aerului 40

3.4 Impactul temperaturii solului și aerului asupra plantelor 41

3.5 Impactul vegetației asupra solului și a temperaturii aerului 50

CAPITOLUL 4. 54

4 UMIDITATEA AERULUI 54

4.1 Cuantificarea umidității aerului 54

4.2 Procese fizice ale apei 58

4.3 Evaporarea și condensul 61

4.4 Impactul umidității aerului asupra plantelor 64

4.5 Impactul plantelor asupra umidității aerului 70

CAPITOLUL 5. 76

5 NORII ȘI PRECIPITAȚIILE 76

5.1 Norii și formarea lor 76

5.2 Formarea picăturilor de apă în nori 79

5.3 Hidrometeoriți 83

5.4 Impactul norilor și a precipitațiilor asupra plantelor 89

5.5 Impactul plantelor asupra norilor și a precipitațiilor 95

CAPITOLUL 6 98

6 CIRCULAȚIA ATMOSFEREI ȘI VÂNTURILE 98

6.1 Scările mișcării atmosferice 100

6.2 Impactul plantelor asupra vântului 102

CAPITOLUL 7 104

7 SOLUL ȘI APA 104

7.1 [anonimizat] 104

7.2 Extragerea apei din sol de rădăcinile plantelor 112

7.3 Evaporarea și transpirația solului (evapotranspirația) 115

FENOLOGIE vegetală

CAPITOLUL 8 116

8 FENOLOGIA PLANTELOR 116

8.1 Introducere 116

8.2 Conceptul european de monitorizare fenologică 119

8.2.1 Baze de date si cercetări fenologice în Europa 119

8.2.2 Rețele internaționale 120

8.2.3 Rețele naționale 122

8.2.4 Alte rețele fenologice 128

8.2.5 Beneficii ale fenologiei 131

8.3 Perioada de vegetație și fazele fenologice 137

8.4 Fenologia dăunătorilor și bolilor 144

8.5 Efectele temperaturilor scăzute asupra fazelor fenologice 146

8.6 Modelarea fenologică 147

8.7 Modelarea rezistenței la îngheț 157

8.8 Fenologia culturilor – o sursă importantă de informații pentru managementul agricol 158

8.9 Fenologia ca indicator agroclimatic 163

8.10 Scala BBCH 164

8.11 Comparație între diferite scări utilizate pt cereale 177

CAPITOLUL 9 183

9 TELEDETECȚIA ÎN AGRICULTURĂ 183

9.1 Introducere 183

9.2 Teledetecția fenologică și dinamica vegetației 187

9.3 Alți indici de vegetație 194

9.3.1 Sateliți cu microunde pentru estimarea umidității solului 198

9.3.2 Exemple de aplicare a teledetecției în agricultura practică 200

9.4 Detectarea impactului schimbărilor climatice 205

9.4.1 Considerații generale 205

9.4.2 [anonimizat] 206

9.4.3 Inconsistențe fenologice 211

9.4.4 [anonimizat] 214

9.4.5 Comparații cu alte amprente 216

Capitolul 10 219

10 Agricultura climatică inteligentă: o modalitate de a gestiona schimbările climatice 219

11 BIBLIOGRAFIE 222

[anonimizat] a savanților și specialiștilor în domeniu cât și a [anonimizat], [anonimizat].

Cartea este o încercare de a consemna anii de experiență didactică și studii, în timpul cărora au fost purtate discuții atât cu colegii, studenții, dar si cu fermierii despre relațiile plantelor cu mediu și a relațiilor de cauzalitate derivate.

Am încercat în această carte să ofer o prezentare echilibrată a principalelor elemente și procese meteorologice de bază care afectează plantele, dar și răspunsurile lor la acțiunea acestora. Sper, cu toată sinceritatea, că această carte îi va ajuta pe toți cei interesați/pasionați să recunoască în vreme un partener și nu un adversar așa cum o fac de obicei plantele.

Autorul

Rezumat

„Bioclimatologie și fenologie vegetală” se dorește a fi o sursă de informații utile atât pentru studenții din domeniul științelor vieții cât și pentru toți cei interesați sau pasionați de diferitele aspecte ale impactului climatic asupra plantelor.

În perioada în care cunoștințele științifice și experiența practică cresc exponențial, nu este ușor să scrii o carte științifică. Pentru a exista o cursivitate și o anumită logică am împărțit cartea în două secțiuni.

În prima parte, bioclimatologie, se definesc și discută structura și procesele care au loc în atmosferă, cauzele și anumite consecințe ale acestora. Compoziția atmosferică, caracteristicile suprafeței terestre și radiațiile solare care determină încălzirea și răcirea suprafeței Pământului, care, direct sau indirect, sunt forțele majore care guvernează toate procesele atmosferice și care modelează clima. Acesta este motivul pentru care a fost acordată o atenție specială interacțiunilor solului, vegetației și atmosferei și a inevitabilelor schimburi realizate între ele.

Climatul global se schimbă aceasta fiind o realitate la nivel mondial. Consecințele schimbărilor climatice devin perceptibile însă numai după ce fenomenul a fost în acțiune de câteva decenii, dar cunoașterea efectelor sale potențial dăunătoare, a măsurilor care pot atenua aceste efecte sau care ne pot ajuta să ne adaptăm la aceste efecte sunt esențiale.

Secțiunea a doua, de fenologie vegetală a cărții, prezintă aspecte diferite a acestei științe și explică în detaliu fenofazele de referință/vegetație a plantelor, a scării BBCH și nu numai, a importanței bagajului fenologic pe care trebuie să-l posede nu doar fermierul și cei care lucrează în domeniul producției vegetale, ci și cei care furnizează input-uri sau nu în ultimul rând pentru cei pasionați de universul vegetal.

Această secțiune ar trebui să încurajeze cititorii să utilizeze cunoștințele dobândite în timpul lecturii prezentei cărți, pentru rezolvarea problemelor practice legate de condițiile micro-meteorologice din zona lor de reședință.

bioclimatologie

CAPITOLUL 1

ORIGINEA ȘI COMPOZIȚIA ATMOSFEREI

Acest capitol abordează atmosfera, cauzele și consecințele comportamentului ei începând chiar de la formare. Împreună cu radiațiile solare primite și caracteristicile suprafeței terestre, compoziția atmosferei determină încălzirea și răcirea Pământului, forțele majore care stau în spatele majorității proceselor atmosferice.

Atmosfera și Pământul

Pământul, planeta noastră albastră, s-a „născut” acum aproximativ 4,5 miliarde de ani. Vulcanică și fierbinte, planeta se rotea și se răcea. În erupțiile vulcanice prezente erau gaze precum CO2, CO, NOx dar au fost eliberați și vapori de apă. În plus, unele componente atmosferice, inclusiv apa (vaporii) au provenit din bombardarea Pământului de către meteoriți și comete. După ce s-a format o suprafață solidă a cărei temperatură s-a răcit mult sub 100 oC, apa sub formă lichidă a rămas pe Pământ și a inițiat formarea oceanelor lumii.

Primul ocean format a fost singurul loc de pe tânărul Pământ capabil să suporte forme de viață. Pe fundul său, în urmă cu aproximativ 3,5 (nu mai puțin de 2,7!) miliarde de ani, au apărut cianobacteriile sau algele albastre-verzi, primii producători de oxigen prin procesul de fotosinteză. Ca urmare a diferitelor procese geologice și chimice, oxigenul dătător de viață eliberat în prima atmosferă a Terrei a redus simțitor radiațiile UV (ultraviolete) care ajungeau la suprafața oceanului. Astfel, a ajutat primele forme de viață să supraviețuiască în apă mai mică și în final să ajungă la suprafață. După mai bine de 2 miliarde de ani de creștere foarte lentă prin apă, primele plante terestre au evoluat pe Pământ acum 700 de milioane de ani.

Azi, atmosfera Pământului constă în esență din aceleași gaze ca în timpurile îndepărtate, dar în proporții care s-au schimbat de-a lungul timpului. Atmosfera este un amestec de gaze permanente, aerosoli și gaze, urme și particule solide și lichide. Constituenții permanenți ai atmosferei cu concentrație constantă sunt: azotul (N), oxigenul (O2) și argonul (Ar) (Tab 1.1), în timp ce vaporii de apă (H2O), dioxidul de carbon (CO2) și ozonul (O)3) sunt gaze cu concentrații variabile (Tab. 1.2).

Tabelul 1.1: Compoziția medie a atmosferei uscate sub 80 km

(Barry și Chorley, 2003).

Trebuie subliniat faptul că vaporii de apă sunt o componentă atmosferică al cărei conținut se schimbă cel mai mult în timp și spațiu. Un alt gaz, ale cărui modificări nu sunt atât de mari, dar care ne deranjează și mai mult datorită rolului său specific și foarte important, este ozonul. Ozonul (O3) influențează absorbția intensă a radiațiilor UV dăunătoare biologic în stratosferă, protejând astfel organismele vii. Pe de altă parte, din cauza proprietăților sale oxidante puternice, contactul direct cu O3 dăunează atât plantelor cât și oamenilor.

Tabelul 1.2: Gazele cu concentrație variabilă din atmosferă (Thompson, R.D., 1998)

Aceasta este așadar natura duală a O3, de obicei descrisă ca fiind atât „bun“ dar și „rău“. Ozonul rău este reprezentat de O3 din troposferă. În apropierea suprafeței terestre, O3 este creat în urma reacțiilor fotochimice complexe care implică NO2 și hidrocarburile, majoritatea fiind compuși organici volatili (COV). Ozonul troposferic are cel mai puternic impact asupra plantelor. În aerul foarte poluat, O3 va provoca mai multe daune țesutului plantelor decât toți ceilalți poluanți la un loc. Împreună cu alte gaze, ozonul intră în frunze prin osteolele stomatelor deschise, unde atacă celulele ca un puternic oxidant. Simptomele expunerii includ leziuni vizibile pe suprafața frunzelor, o creștere redusă și o presupusă reducere a alocării carbohidraților în rădăcini.

Aceste simptome pot afecta semnificativ dezvoltarea plantelor și randamentul culturilor. Partea din atmosferă în care concentrația de ozon „bun” este redusă – adică atunci când stratul de ozon devine mai subțire în raport cu valoarea normală – se numește gaură de ozon.

Aerosolii sunt constituenți importanți ai atmosferei care apar sub formă de particule mici sau chiar picături. Chiar dacă concentrația lor este foarte mică (0,01 ppm), aerosolii afectează semnificativ procesele fizice și chimice ale atmosferei. Atunci când cresc în dimensiune și/sau concentrație, aerosolii pot afecta transparența atmosferei prin producerea efectului de tulburare ușoară sau ceață.

Densitatea și presiunea atmosferică. Datorită compoziției și concentrației gazelor componente atmosfera se schimbă odată cu altitudinea. Procesele fitochimice la altitudini mari (de peste 10 km) conduc la concentrații de ozon și oxigen monoatomic mai mari decât în atmosfera inferioară. Peste 50% din masa atmosferei este localizată în primii 5,5 km ai atmosferei, în timp ce 99% din ea poate fi găsită la altitudini sub 30 km deasupra solului (Fig. 1.1). Aceasta este în concordanță cu studiile și evoluția experimentală care dovedește că densitatea atmosferei scade odată cu altitudinea.

Figura 1.1: Distribuția presiunii atmosferice în funcție de altitudine.

https://www.scientia.ro/images/A4_2019/4.evolutia-presiunii-atmosferice.jpg

Stratificarea atmosferică. Presiunea atmosferică și distribuția masei scad cu altitudinea destul de rapid în atmosfera inferioară, în timp ce la peste 20 km, scăderea este foarte lentă. Temperatura aerului ca o caracteristică atmosferică foarte importantă nu variază uniform cu altitudinea (Fig. 1.2). Măsurătorile efectuate au arătat că pornind de la temperatura aerului de la suprafață a Pământului aceasta scade odată cu creșterea altitudinii cu o rată medie de 6,5° C / 1000m până la 11 km.

Figura 1.2 Straturile atmosferice în raport cu variația verticală a temperaturii aerului.

https://www.scientia.ro/images/A4_2019/5.evolutia-temperaturii-atmosferice.jpg

Această parte a atmosferei se numește troposferă. Desigur, acest strat nu este constant distribuit pe suprafața globului și pe tot parcursul anului. Acesta variază de la 7 km deasupra polilor în timpul iernii la 20 km deasupra ecuatorului. Deoarece o sursă majoră de energie pentru troposferă este căldura provenită de pe suprafața Pământului, îndepărtarea de aceasta aduce o scădere a temperaturii. Troposfera conține 75–80% din masa atmosferei responsabile pentru aproape toate procesele care formează și afectează vremea.

Impactul compoziției atmosferice asupra plantelor

Atmosfera împreună cu solul formează mediul universului vegetal. Conținutul și condițiile atmosferei afectează în mod crucial dezvoltarea plantelor și condițiile de creștere. Echilibrul gazelor atmosferice determină fiziologia, biochimia și creșterea plantelor ca indivizi.

Impactul creșterii concentrației CO2 a fost și continuă să fie un subiect de mare îngrijorare, încă din ultimele decenii ale secolului XX, deoarece are un impact major care se referă mai ales la intensitatea proceselor de fotosinteză (Fig. 1.4) și transpirație. În condiții de hidratare optimă (turgescență) răspunsul plantelor de tip C3 respectiv C4 la creșterea concentrației de CO2 diferă semnificativ. Pentru concentrații ale CO2 care variază de la 180 la 700 ppm, ratele fotosintezei au fost modificate cu 30% și 142% pentru plantele C4 și, respectiv, C3 (Ward și colab., 1999). Fotosinteza netă a grâului de exemplu este de aproximativ 15,9 mol m-2 h-1 (4.4167 x 10-3 mol m-2 s-1), în timp ce în cazul porumbului este de aproximativ 12,5 mol m-2 h-1 (3,47 x 10-3 mol m-2 s-1), pentru o valoare a radiației fotosintetic active (PAR) de 279,12 W m-2 . În plus, pentru porumb, o cultură C4, rata fotosintezei devine constantă la concentrații mai mici de CO2 (450 ppm) comparativ cu grâul de exemplu, o cultură de C3 la care pragul de platou este atins la valoarea de 850 ppm. (Fig. 1.4).

Figura 1.4: Răspuns pe termen scurt al ratei fotosintetice la modificările concentrației de CO2 pentru plantele. C3 și C4 (Lalic, 2018)

Răspunsul transpirației ca proces fiziologic la creșterea nivelului de CO2 are loc la nivelul stomatelor, rezultând în rezistență stomatală crescută și, prin urmare, intensitate redusă a procesului de transpirație. Trebuie remarcat faptul că plantele de același tip pot reacționa foarte diferit la schimbarea nivelului de CO2, în funcție de alte condiții de mediu, cum ar fi stresul, nutriția sau constituția genetică (cultivar). În plus, adaptarea pe termen lung este incertă, ceea ce provoacă dificultăți în a face predicții și necesită cercetări suplimentare în acest domeniu.

SO2 atmosferic a fost cel mai important poluant fitotoxic în secolul trecut din Europa. În ultimele decenii ale secolului XX, emisia sa a fost mult redusă, în timp ce NOx (NO + NO2) și O3 au devenit mai importante. Concentrațiile mari de SO2 atmosferic pentru perioade scurte de timp pot produce daune grave, în special în funcționalitatea stomatelor implicit a proceselor de fotosinteză, respirație sau transpirație. Efectele cumulate ale expunerii pe termen lung pot prin urmare să afecteze în mod semnificativ rezistența plantelor la factorii de stres și să reducă mult creșterea fără simptome clare. În combinație cu ozonul troposferic (O3), care are efecte dăunătoare similare, chiar la concentrații scăzute de SO2 și NOx pot afecta foarte grav plantele.

Impactul plantelor asupra compoziției atmosferei

Compoziția atmosferei se schimbă permanent în timp și spațiu datorită proceselor naturale și antropice. Acestea din urmă sunt cele introduse de oameni și au devenit din ce în ce mai importante de la prima revoluție industrială din secolul al XVIII-lea. Cu toate acestea, în acest capitol mă voi focusa doar asupra proceselor fizice, chimice sau fiziologice cauzate de prezența plantelor respectiv a solului.

Voi începe cu una dintre cele mai importante și anume, echilibrul dintre producerea și consumul oxigenului și a azotului din atmosferă. Azotul este produs și eliberat din soluri în atmosferă prin procesele de nitrificare (oxidarea biologică a amoniacului la nitriți) și denitrificare (procesul microbian de reducere a nitraților), care eliberează N2, N2O, NO și NH3. De cealaltă parte, activitatea biologică a solului (în special fixarea N) este responsabilă în principal de captarea azotului din atmosferă. Referitor la oxigen, cea mai importantă sursă de oxigen atmosferic este fotosinteza plantelor, în timp ce procesul de oxidare a materiei organice (de respirație aerobă a vegetației, respirație animală sau bacteriană) și a materiei anorganice, precum și descompunerea aerobă a materiei organice reprezintă consumatorii de oxigen.

Plantele afectează compoziția atmosferei atât la nivel mecanic să spunem, cât și la nivel fiziologic. Etajul foliar al plantelor, coronamentul în special în cazul pădurilor, crește rugozitatea suprafeței terestre, schimbă fluxul de aer deasupra coronamentul și influențează major schimbul de gaze dintre atmosferă și spațiul aerian al coroanei. Gazele atmosferice, cum ar fi O2, CO2 și H2O sunt componente permanente ale proceselor fizice și fiziologice importante legate de creșterea plantelor și interacțiunile cu mediul. Unele alte gaze pot fi asimilate de plante (O3) sau depuse pe suprafața frunzelor (NOX, SOX etc). Prezența aparatului foliar al plantelor afectează echilibrul de carbon prin distribuția biomasei, respirație, asimilarea CO2, descompunerea materiei organice sau mineralizarea nutrienților. În cazul H2O, vegetația crește întotdeauna umiditatea atmosferică prin procesul de transpirație și se reduce transferul de vapori de apă de pe suprafața solului. Acesta este motivul pentru care covorul (baldachinul) vegetal format de plante este considerat la nivel global ca un adevărat filtru al majorității componentelor atmosferice.

CAPITOLUL 2

BILANȚUL ENERGETIC AL ATMOSFEREI

Trei mecanisme majore de transfer energetic sunt în natură: conducția, convecția și radiațiile.

Energia este transferată prin conducție fie prin materiale solide, fie între ele. Se produce atunci când atomii sau moleculele interacționează între ele, transferând o parte a energiei cinetice sau vibraționale de la particule cu energie mai mare (partea mai caldă) la cele cu energie mai mică (partea mai rece).

Convecția este tipică pentru transferul de energie în cazul fluidelor sau prin interfața dintre o suprafață solidă și un fluid în flux.

Radiația electromagnetică este mecanismul transferului de energie prin unde electromagnetice care se pot propaga prin spațiul liber sau într-un mediu material la viteza luminii.

Radiațiile din atmosferă

Lungimea undei (l) și frecvența (n) sunt caracteristici frecvent utilizate pentru a descrie radiația electromagnetică. Lungimea undelor (sau frecvența) și spectrele electromagnetice sunt cele mai importante caracteristici ale radiațiilor electromagnetice. Energia acestora este inversă lungimii undelor, astfel termenul „undă scurtă” este utilizat pentru energie mare și „undă lungă” pentru radiații cu energie scăzută. Specificația electromagnetică a unui corp emitent reprezintă distribuția iradierii / intensității monocromatice a radiației pe o gamă de lungimi de undă (Fig. 2.1). Conform lungimii de undă referindu-ne la un maxim în spectre electromagnetice, radiația corpului este considerată ca undă scurtă sau undă lungă. Cea mai importantă sursă de radiații cu unde scurte pentru Pământ este Soarele (maxim 500 nm), în timp ce toate formele de radiații electromagnetice originare de pe suprafețele mult mai reci ale Pământului aparțin părții undelor lungi ale spectrelor. Soarele este o stea, o bilă de gaze fierbinți și plasmă a cărei suprafață radiază ca un corp negru la o temperatură de aproximativ 6000oC. Funcție de condițiile cerului, componentele atmosferice realizează doar o absorbție minoră a radiațiilor solare în partea vizibilă a spectrelor (380 – 760 nm), permițând radiației cu energie mare să ajungă la suprafața Pământului și să joace rolul celei mai importante forțe motrice în întreaga atmosferă.

Figura 2.1: Radiațiile spectrului electromagnetic

https://destepti.ro/wp-content/uploads/2012/08/Spectrul-electromagnetic-Foto1-710×241.jpg

Cu toate acestea, absorbția nu este singurul mecanism de diminuare a radiațiilor solare din atmosferă. Reflectarea difuză și absorbția selectivă sunt procese care pot schimba semnificativ calitatea și cantitatea radiațiilor solare care ajung la suprafață (exprimate ca culori schimbătoare ale cerului, de exemplu). Reflectarea difuză are loc atunci când radiația ajunge pe o suprafață (picături, nori etc.) care nu este plană (Fig. 2.2). În atmosferă aceasta este o situație obișnuită. O rază incidentă se reflectă în alte unghiuri decât cea incidentă, schimbându-și astfel caracteristicile spectrale originale.

Figura 2.2 Reflectarea difuză a radiațiilor de o suprafață denivelată (Lalic, 2018)

Absorbția selectivă în schimb, se referă la intensități diferite de absorbție în diferitele părți ale spectrelor. Spectrele de absorbție ale componentelor atmosferice sunt responsabile de absorbția selectivă a radiației solare în atmosferă. Prezența și concentrația anumitor componente atmosferice determină intensitatea absorbției la anumite lungimi de undă.

Deoarece Pământul și atmosfera au temperaturi în intervalul 200–300 K, radiațiile emise aparțin părții infraroșii, termice, spectrelor electromagnetice (4–100 μm) cu o intensitate maximă de 10 μm. În literatura de specialitate, termenul utilizat frecvent pentru ambele fluxuri de radiații sunt radiații terestre. Această radiație este cea mai puternică sursă de radiații cu unde lungi din clima Pământului și este responsabilă pentru echilibrul energetic de suprafață noaptea. În cazul unei umidități și/sau nebulozități ridicate, radiațiile atmosferice sunt și mai mari. Prezența norilor crește în plus încălzirea suprafeței prin reflectarea crescută a radiațiilor provenite de la sol, ceea ce face ca echilibrul energetic de suprafață să fie pozitiv chiar și noaptea, în absența radiațiilor solare cu unde scurte.

O mare parte din componentele atmosferei absorb radiațiile electromagnetice, dar la diferite lungimi de undă sau intervale de absorbție ale spectrului electromagnetic. Cel mai puternic absorbant al radiației electromagnetice sub 0,4 μm (radiație UV) în stratosferă este ozonul. Cu o absorbție pentru radiații UV apropiate de 1, ozonul stratosferic este „gardianul” vieții pe Pământ. În plus, atât azotul (N2) cât și oxigenul (O2) absorb radiații electromagnetice, dar la lungimi de undă sub 0,1 μm, respectiv 0,245 μm.

La lungimi de undă cuprinse între 0,39 μm și 0,70 μm, spectrul de absorbție al atmosferei are un decalaj, cu o capacitate de absorbție apropiată de 0, numită „fereastră atmosferică”. Aceasta permite radiației solare, în așa-numita parte vizibilă a spectrelor, să ajungă pe suprafața Pământului. Cu toate acestea, cu o anumită reducere a intensității, suprafața Pământului primește radiații solare cu o gamă mai largă de lungimi de undă (0,3-3 μm), care le includ pe cele apropiate (near) de ultraviolet (NUV) vizibile și părți apropiate (near) de infraroșu (NIR) ale spectrelor – cu alte cuvinte radiațiile de unde scurte. Absorbția acestor radiații este afectată în mare parte de vaporii de apă și dioxidul de carbon.

Radiația terestră emisă în schimb aparține spectrelor de radiații cu lungime mare de undă, cu lungimi de undă peste 4 μm. În absorbția atmosferică a radiațiilor de undă lungă, cel mai important rol îl joacă un grup de gaze care au fost denumite „gaze cu efect de seră” (GES): vaporii de apă, dioxidul de carbon, ozonul, oxidul de azot și metanul.

Denumirea de „gaze cu efect de seră” este păstrată din motive istorice, chiar dacă acest termen este incorect științific. Mai exact, principalul motiv pentru creșterea temperaturii în seră este lipsa conducției căldurii datorită prezenței pereților și acoperișului de sticlă. În cazul încălzirii legate de GES, cauza creșterii temperaturii este absorbția crescută a radiațiilor de unde lungi de către GES.

GES-urile din atmosferă sunt responsabile pentru absorbția radiațiilor mai ales în intervalul infraroșu între 8 și 14 μm. Doar CO2 are o linie de absorbție excesivă peste 13 μm.

Bilanțul energetic

Radiația solară ajunge pe suprafața Pământului sub formă directă și radiații difuze.

Radiația directă este o parte a radiației solare care cade pe o suprafață orizontală împreună cu razele Soarelui într-un unghi spațial îngust (până la 5). După reflectarea difuză și împrăștierea în atmosferă, radiația solară cade la suprafață Pământului sub formă de radiație difuză.

Cantitatea de radiații solare totale care ajung pe suprafața Pământului este așa-numită radiație globală și este definită ca suma atât a radiațiilor directe, cât și difuze în intervalul de 0,3–3 μm lungime de undă.

Repartizarea radiațiilor globale între părțile directe și difuze se realizează mai ales datorită prezenței norilor și incidenței solare. În cazul cerului senin, atât radiații directe, cât și difuze sunt prezente. Cu toate acestea, când nori groși acoperă cerul și Soarele este complet ecranat, radiația globală este egală cu cea difuză. Aceeași situație apare la apusul soarelui, când Soarele este sub orizont și numai reflectarea radiației solare de la cer la sol produce radiații difuze pe suprafața Pământului.

Pentru regiunea Europei Centrale și de Est, valorile tipice ale radiațiilor globale zilnice cu cer senin variază de la aproximativ 5 la 30 MJ m-2, în funcție de sezon și de latitudine.

La suprafață, radiația globală poate fi separată în două tipuri de radiații de bază: absorbită (energia absorbită de suprafață și transferată mai adânc în sol) și reflectată (energia reflectată de suprafața înapoi în atmosferă). Radiațiile de unde scurte absorbite variază în funcție de latitudine și sezon (efectul dominant al unghiului razei de soare) și tipul suprafeței.

Radiația reflectată este determinată de caracteristicile suprafeței și poarta numele de albedo. Mărimea albedo-ului suprafețelor naturale variază de la 0,13 pentru pădure tropicală la 0,8 pentru gheața acoperită cu zăpadă și poate fi calculat ca raportul dintre radiațiile reflectate (R) și radiațiile globale (G). Albedo-ul se schimbă odată cu culoarea, umezeala, structura sau modul de acoperire a suprafeței. Pământul negru și umed, după o arătură adâncă, are un albedo scăzut din cauza creșterii radiațiilor solare absorbite. Cu alte cuvinte, corpurile întunecate absorb mai bine decât cele albe, în timp ce prezența apei în sol mărește capacitatea pentru căldură, deoarece aerul (cu o capacitate de căldură mai mică) este înlocuit de apă (cu una mai mare). Arătura profundă crește reflectarea multiplă a radiației solare pe suprafața solului înainte de reflectarea finală către atmosferă. De reținut în această privință este faptul că o componentă a bugetului energetic al suprafeței reflectate de suprafața Pământului este afectată de caracteristicile suprafeței, care se schimbă din punct de vedere dinamic.

Trebuie menționate însă câteva surse importante și respectiv pierderi de energie, și anume căldura sensibilă și latentă, care sunt transferate prin convecție și turbulență.

Căldura sensibilă este energia transferată de la locuri mai calde la cele mai reci în prezența unui gaz (aer) sau fluid, producând astfel o schimbare de temperatură a tuturor corpurilor care vin în contact cu aceasta. În 1884, Joule a descris-o ca fiind energia indicată de un termometru.

În schimb căldura latentă (ascunsă) este energia implicată în schimbările de fază la o temperatură constantă. La suprafața Pământului și în atmosferă, această energie este asociată cu modificări ale stării apei de la vaporii de apă la apă lichidă și gheață și viceversa. Fluxul de căldură sensibilă este pozitiv dacă este direcționat de la suprafață spre atmosferă, în timp ce fluxul de căldură latentă este pozitiv dacă apare evaporarea la nivelul suprafeței. Această convenție este oarecum logică, deoarece în ambele cazuri atmosfera devine mai caldă.

În acest moment, e bine să fie clare două aspecte ale analizei radiațiilor solare primite, care produc uneori o mare confuzie. Unul este legat de cantitatea de radiații solare care trece printr-un plan normal față de direcția Soarelui. Cea mai mare cantitate de energie solară care poate atinge 1 m2 de suprafață deasupra atmosferei Pământului în o secundă se numește constantă solară, iar în medie, valoarea sa este de 1367 W m-2. Al doilea aspect se referă la cantitatea medie de radiații pe care Pământul (la extremitatea atmosferei) o primește pe unitatea de suprafață. Diferă de definiția anterioară, deoarece există întotdeauna o parte „luminată” și o alta „întunecată” a Pământului. Cantitatea medie de radiații primite se referă la energia pe care o primește fiecare parte a atmosferei, dacă energia primită este distribuită uniform pe întreaga planetă la un moment dat. Un calcul rapid dovedește că aceasta este egală cu un sfert din constanta solară, sau 342Wm2.

Dacă separăm fluxul pentru radiațiile de unde scurte, fluxurile de radiații în undă lungă la suprafața Pământului și atmosferă sunt următoarele (Fig. 2.3): din 117 unități de radiații terestre de unde lungi provenind de la suprafața Pământului, 111 vor fi absorbite de gazele din atmosferă, în timp ce 6 unități vor fi pierdute în spațiul exterior. În plus, alte 30 de unități provin în medie de la suprafața terenului sub formă de căldură latentă (23) respectiv sensibilă (7). Prin urmare, atmosfera câștigă 19 unități din radiația solară, 111 din radiațiile terestre și 30 din fluxurile de căldură sensibilă și latentă, oferindu-ne un total de 160 de unități. Dar atmosfera emite de asemenea. în funcție de temperatura medie și conținutul curent, emisia descendentă atmosferică care este de 96 de unități, în timp ce 64 de unități se pierd în spațiu. Aceste 96 de unități de energie remise (adică 111 unități de radiații terestre absorbite) produc așa-numitul efect de gaze cu efect de seră (GES). Desigur, în cazul unei concentrații mai mari de gaze care absorb radiațiile de undă lungă, absorbția emisiilor de suprafață va fi peste 111, ceea ce va crește temperatura de echilibru și în consecință cantitatea de energie remisă de sol.

Figura 2.3 Bilanțul energetic la suprafața Pământului respectiv a atmosferei (Lalic, 2018)

Echilibrul energetic al undelor scurte de la suprafața Pământului și atmosferă, precum și partiționarea fluxurilor de radiații, este dat de radiațiile solare captate (al căror total este setat la 100 de unități). Se exprimă cantitatea fiecărui flux de radiații diferite ca o parte din această radiație totală. Pe traseul lor prin atmosferă, radiațiile solare parcurg procesele de: absorbție în stratosferă și troposferă, reflectare la nivelul norilor și a suprafeței solului, inclusiv împrăștierea lor în atmosferă și transmiterea sub formă de radiații directe sau difuze (Fig. 2.3). Se produce astfel un efect general de 30 de unități de radiație reflectată, ceea ce corespunde unui albedo planetar cu o valoare de 0,3. Un alt calcul ne aduce la concluzia că atmosfera absoarbe doar 19% din radiațiile solare incidente, în timp ce aproximativ 51% din ele ajung la suprafața Pământului.

Pentru a înțelege mai bine acest efect, ar trebui să luăm în considerare impactul global al tuturor acestor procese. Unul dintre cei mai buni indicatori în această privință este radiația netă a Pământului, care reprezintă diferența dintre energia de intrare și cea de ieșire la extremitatea atmosferei (Fig. 2.4). Pentru a menține temperatura aerului constantă la nivel global, radiația netă a Pământului ar trebui să fie zero pe perioada unui an.

Figura 2.4 Media lunară a radiației nete a Pământului

pentru 2019 (Sursa: NASA Earth Observatory)

<https://earthobservatory.nasa.gov/Global-Maps/view.php?d1=CERES_NETFLUX_M>).

Impactul radiațiilor asupra plantelor

Radiația afectează plantele prin lungimea de undă, energie și durată. Din punct de vedere fiziologic, cele mai importante intervale ale spectrelor electromagnetice sunt cele vizibile, cunoscute și sub denumirile de lumină și radiații UV–B. Lumina este responsabilă pentru formarea clorofilei, funcționarea stomatelor, randamentul fotosintezei, creșterii și dezvoltării respectiv fenologia acesteia în ansamblu, iar în cazul vegetației mixte, cum ar fi pădurile și pășunile, pentru “stratificarea” speciilor respectiv dimensiunea și structura frunzelor.

Pentru fotosinteză, intervalul de 400–700 nm (radiația fotosintetică activă – Photosynthetic Active Radiation PAR) este crucial. Variația zilnică a intensității PAR și a raportului dintre componentele directe și difuze este hotărâtoare (Fig. 2.5). După ora 14, intensitatea PAR directă este neglijabilă, iar fotosinteza se bazează strict pe radiațiile difuze.

Radiația UV, în special radiația UV–B (280–315 nm), are efecte negative asupra fotosintezei, reducând dimensiunea plantelor și distrugând enzimele și acidul dezoxiribonucleic (ADN), ceea ce duce la deteriorarea țesuturilor plantelor și sensibilitate crescută la boli. În plus, radiațiile UV–B afectează productivitatea fitoplanctonului, care este responsabil pentru stocarea carbonului în ocean.

Radiația infraroșie (IR) este radiația electromagnetică cu o lungime de undă cuprinsă între 700 nm și 1 mm. Radiația infraroșie este emisă de fiecare corp „fierbinte” și odată absorbită de un corp, aceasta dă naștere fenomenului de căldură. Aceste proprietăți termice sunt comune tuturor radiațiilor electromagnetice, dar apar mai ales în cazul radiațiilor infraroșii, de aceea se numește și radiație termică. Emisia infraroșie este rezultatul tranzițiilor între nivelurile de energie vibrațională ale moleculelor.

Figura 2.5 Distribuția PAR deasupra pădurii la 1 iunie 2012 la Prospect Hill Tract, Harvard Forest, Petersham (Munger și Wofsy, 2017, Lalic, 2018)

Toate procesele fiziologice și biochimice vitale pentru creșterea și dezvoltarea plantelor sunt declanșate și/sau limitate de temperatură (prin pragurile inferioare și superioare). Rata procesului este adesea proporțională cu energia investită eficient, adică energia transferată între un organism și mediul său la temperaturi între anumite praguri. Deși fotosinteza este cel mai important proces fiziologic care necesită radiații, doar 50% din cantitatea incidentă este dirijată de plantă pentru fotosinteză. De asemenea, merită să amintim că din energia primită de frunză, doar 5% sunt transformate în biomasă, în timp ce 60% din radiații se pierd pe lungimi de undă neabsorbite, 8% pe radiații reflectate și transmise, 8% pe disiparea căldurii și 19% pe metabolism (Campillo și colab., 2012).

În funcție de modul în care dioxidul de carbon este fixat în timpul fotosintezei, plantele sunt împărțite în trei mari grupe: C3, C4 și CAM (Metabolismul Acidului Crassulacean). Plantele CAM sunt caracteristice zonelor cu condiții aride. Tipic pentru aceste plante este faptul că stomatele frunzelor rămân închise în timpul zilei pentru a reduce evapotranspirația, dar se deschid noaptea pentru a absorbi dioxidul de carbon necesar fotosintezei. Plantele C3 sunt considerate, în general, mai puțin productive decât plantele C4, datorită eficienței mai mici de asimilare a CO2. De asemenea, diferă în ceea ce privește temperaturile optime pentru derularea la nivele maxime ale fotosintezei: culturile C4 au temperaturi optime mai mari decât culturile C3. Leguminoasele au un metabolism diferențiat pentru asimilarea N, ceea ce reprezintă o eficiență mai redusă a utilizării radiațiilor, cu excepția condițiilor în care disponibilitatea de azot este un factor limitativ de creștere.

Plantele ca sisteme fizice sunt întotdeauna într-o stare de echilibru energetic cu mediul. Chiar dacă unele organisme își pot schimba în mod autonom temperatura, pe termen lung temperaturile lor rămân stabile ca rezultat al schimbului de energie cu mediul înconjurător. O presupunere uzuală este că radiația netă, Rnetă primită de o plantă este echilibrată de fluxurile turbulente ale temperaturii latente TL și căldurii sensibile CS, împreună cu cea stocată în pământ QP și biomasă QB.

Rnetă = TL + CS + QB + QP

Plantele depozitează energie care este utilizată ulterior pentru unele reglări autonome mici de temperatură și diferite procese fiziologice și nu depășește 20-30 Wm-2. Prin urmare, se crede că primii trei termeni din partea dreaptă a ecuației bilanțului radiative reprezintă mai mult de 95% din radiațiile nete.

Fluxul de căldură latentă de pe suprafața frunzelor, LEl, este proporțional cu intensitatea evapotranspirației El. Coeficientul de proporționalitate este căldura latentă de evaporare L, care depinde de temperatura lichidului care se evaporă. În cazul frunzelor, temperatura apei din interiorul frunzelor și de pe suprafața acestora este egală cu temperatura acesteia, iar L poate fi considerată ca funcție a temperaturii frunzelor Tl. Este util de reținut că pentru apă, L are valoarea 2,43*106 J kg-1 la 300C respectiv 2,501*106 J kg-1 la 00C.

Evapotranspirația este un proces complex care include procesul fizic de evaporare de pe suprafața solului și a frunzelor și de asemenea, procesul fiziologic de transpirație care se realizează la nivelul osteolelor stomatelor plantei (Fig. 2.6). Deoarece apa se evaporă de pe suprafața frunzelor numai pentru perioade scurte de timp, cum ar fi după precipitații sau rouă, includem în echilibrul energetic al frunzelor doar transpirația. Parametrizarea folosită frecvent pentru calculul transpirației se bazează pe legea difuziei și a reprezentării rezistenței vegetației a lui Fick, cu referire prin analogie la legea lui Ohm. În conformitate cu legea lui Fick, schimbul de vapori de apă din interiorul frunzelor și atmosferă este direct proporțional cu diferența de concentrația a acestora și invers proporțională cu rezistența de transfer. Un concept similar poate fi aplicat și CO2 folosind diferența de concentrație a CO2 în interiorul și exteriorul stomatelor frunzelor și conductivitatea acestora de transfer. Acesta este motivul pentru care absorbția de CO2 și eliberarea de vapori de apă de la nivelul plantei sunt foarte strâns corelate. Ca atare coeficientul de transpirație este foarte strâns de rata fotosintezei.

Figura 2.6 Secțiune mezofil foliar

https://www.quora.com/In-plants-where-is-the-stomata-located

Considerând că vaporii de apă din interiorul unei frunze sunt saturați la temperatura frunzelor și prin urmare concentrația de vapori de apă poate fi exprimată folosind presiunea de vapori de saturație la temperatura frunzelor, es (Tf). Dacă umiditatea relativă a aerului, ρ este cunoscută, atunci presiunea vaporilor din aerul din jur poate fi exprimată ca r . es (Ta), unde Ta este temperatura aerului. Deoarece vaporii de apă sunt transferați prin stomate și aer, două rezistențe ar trebui să fie luate în considerare – respectiv rs și ra . Vaporii de apă pot fi apoi exprimați sub formă de căldură latentă.

L (Tf) El = ρ.cP / γ *es(Tf)-res(Ta) / rs+ ra

unde ρ este densitatea aerului, cp este căldura specifică la presiune constantă, ρ este umiditatea relativă, es este presiunea de vapori de apă saturată și γ este constanta psihometrică. Deoarece diferența de concentrații la marginea stomatelor/între stomate și aer nu este egală, apoi conform legii lui Ohm rezistența stomatală rs și cea aerodinamică ra trebuie tratată ca indici cu rezistență echivalentă, respectiv egală cu suma rezistențelor (rs + ra).

În stratul de aer, foarte aproape de suprafața frunzei și pe interfața dintre plantă și sol, conducerea moleculară este un mecanism important de transfer de energie. Această energie, însă, este foarte greu de calculat și este o practică obișnuită să o exprimăm ca procent din radiația netă Rnet.

Durata radiațiilor este în mod obișnuit legată de perioada din timpul zilei în care radiația solară poate fi măsurată, adică perioada dintre răsărit și apus. Fotoperioada este definită ca perioadă din ziua în care a planta este expusă la lumină. Durata zilei diferă la diferite latitudini din cauza înclinării axei Pământului. La Ecuator, fotoperioada este constantă (lungimea zilei este de 12 ore și lungimea nopții este de 12 ore), dar pe măsură ce ne apropiem de poli ziua și noaptea devin mai lungi (până la o zi de 24 de ore sau o noapte de 24 de ore la poli). Multe specii de plante sunt fotoperiodice, ceea ce înseamnă că vor intra în anteză doar în anumite condiții de iluminare.

Conform cerințelor fotoperiodice, plantele sunt clasificate în trei grupe: plante de zi scurtă, plante de zi lungă și plante indiferente. Plantele de zi scurtă răspund atunci când ziua este mai scurtă decât noaptea prin trecerea la stadiul de dezvoltare, la fel ca cele de zi lungă când ziua este mai lungă decât noaptea, în timp ce plantele indiferente trec la saltul calitativ din viața lor indiferent de lungimea zilei. Când plantele reacționează la echilibrul dintre lungimea zilei și cea a nopții, ele își programează de fapt dezvoltarea pe etape pentru a fi in deplină concordanță cu condițiile de mediu.

Plantele s-au adaptat de-a lungul evoluției lor la acest ciclu anual de lumină și temperatură, deoarece este previzibil și aproximativ constant de la un an la altul. Plantele detectează semnalul luminos la nivelul frunzelor (absorbția fotonilor se face de fitocrom – o cromatoproteină) și produce semnale care declanșează anumite procese care duc la următoarea etapă și anume cea de dezvoltare. Cele mai importante etape de dezvoltare în viața plantelor declanșate de fotoperioadă la plantele sensibile la lumină sunt înflorirea (anteza), tuberizarea și formarea mugurilor.

Impactul plantelor asupra radiațiilor

Prezența covorului vegetal, morfologia și fiziologia acestuia poate produce schimbări semnificative în spectrele de radiații și echilibrul energetic la suprafața Pământului. Spectrele de absorbție, reflectare și transmitere ale vegetației sunt afectate de aceste caracteristici morfo-fiziologice care se schimbă – uneori mai mult, alteori mai puțin – pe parcursul unui an. Absorbția radiațiilor fotosintetic active a spectrului (Photosynthetic Active Radiation – PAR) (0,4 – 0,7 μm) este de aproximativ 90%, pe când radiațiile din apropierea celor infraroșii (Nearby Infra Red – NIR) (0,7 – 2,5 μm) este de15-20%. Reflectarea radiațiilor de frunzele plantelor este afectată în mare parte de prezența apei atmosferice (0,7 – 1,9 μm) și de apa prezentă în structura frunzelor și a coronamentului (0,7 – 1,5 μm). Schimbările în spectrele de absorbție și reflectare ale plantelor sunt indicatori fideli ai conținutului de apă și a diferitelor grade de stres sau sănătate a plantelor, care găsesc utilizare practică în domeniul teledetecției, de exemplu. Proprietățile optice ale frunzelor verzi compilate pentru PAR, respective aproape de IR și radiațiile solare de unde scurte sunt prezentate în tabelul 2.1.

Tabelul 2.1 Proprietăți optice tipice pentru frunzele verzi (vii) (Lalic, 2018

Trecerea de la nivelul frunzei la nivelul coronamentului deschide posibilitatea de a analiza impactul vegetației asupra bilanțului energetic la suprafața Pământului. De exemplu, în aceleași condiții atmosferice, emisivitatea și temperatura solului lipsit de vegetație diferă considerabil de cele ale solului acoperit de vegetație, afectând radiațiile de unde lungi terestre. Intensitatea radiațiilor reflectate de o suprafață se schimbă în prezența vegetației din cauza albedo-ului de suprafață modificat. Spre deosebire de multe alte suprafețe naturale, vegetația își schimbă albedo-ul în mod autonom în timpul anotimpurilor, producând diferențe în radiațiile PAR, reflectate și cele globale și în consecință, în albedoul suprafeței. Cel mai important indice al foliajului folosit frecvent pentru a descrie această caracteristică este indicele suprafeței foliare (Leaf Area Index – LAI), care este definit ca suprafața totală a tuturor frunzelor pe unitatea de suprafață raportată la suprafața solului acoperit de plante. Monitorizarea modificărilor LAI permite urmărirea evoluției vegetației și în special a modificărilor albedo-ului suprafeței respective pe parcursul anului.

Frunzișul plantelor absoarbe foarte eficient radiațiile. Din radiațiile care intră în coronament, după ce o parte a radiațiilor incidente este reflectată, mai puțin de 10% ajunge la sol. Acest procent, depinde desigur tip de foliaj/frunze, densitatea și structura acestora, dar și de suprafața și orientarea frunzelor. Intensitatea radiației PAR absorbite se schimbă foarte mult pe parcursul perioadei de vegetație. Când foliajul plantei este complet (LAI maxim), absorbția PAR prin coroana copacilor poate ajunge la 80% (Fig. 2.7). În pădurea Harvard, apariția frunzelor începe de obicei în aprilie. Extensia suprafeței foliare a plantei crește absorbția PAR. Acesta este motivul pentru care intensitatea PAR în cadrul pădurii atinge nivelul maxim în aprilie și apoi scade până în octombrie când cad toate frunzele.

Figura 2.7 Media lunară a radiațiilor PAR măsurate la 12,7 și 29 metri în interiorul pădurii Prospect Hill Tract, Harvard, Petersham (MA, SUA)

(Munger și Wofsy, 2017, Lalic, 2018).

CAPITOLUL 3.

TEMPERATURA SOLULUI ȘI A AERULUI

Temperatura unui obiect este o măsură a energiei cinetice medii a moleculelor sale. Încălzirea și răcirea sunt rezultatele unui schimb de energie care determină o creștere sau o scădere a temperaturii. Viteza și mărimea schimbării temperaturii depind nu numai de cantitatea de energie absorbită sau emisă, ci și de proprietățile termice ale obiectului.

Solul și atmosfera constituie mediul de creștere și dezvoltare a plantelor și care determină ciclul de viață a acestora. Temperatura plantei este rezultatul echilibrului de radiații la suprafața plantei și a schimbului de energie cu aerul din jur – în mare parte prin convecție, și cu solul – prin conducție.

Căldura, proprietățile termice și temperatura

Căldura este o formă de energie. Poate fi absorbită sau emisă de un corp, rezultând o schimbare de temperatură.

Proprietățile termice sunt legate în mare parte de cantitățile fizice care descriu capacitatea unui organism de a trata căldura: atunci când un corp stochează căldură, vorbim despre capacitatea sa de căldură; atunci când transferă căldură, avem de-a face cu conductivitatea sa termică, iar atunci când transferă schimbările de temperatură, suntem preocupați de difuzivitatea sa termică.

Solul este un mediu complex, format din solide, aer și umiditate. În stare uscată, solul nisipos are cea mai mare conductivitate termică. In orice caz, apa are o capacitate termică mult mai mare decât solidele solului sau aerul. Din această cauză, proprietățile termice generale ale solului variază cu umiditatea acestuia. Conductibilitatea termică trebuie raportată întotdeauna împreună cu conținutul de umiditate.

Încălzirea și răcirea solului

Încălzirea și răcirea solului este rezultatul echilibrului energetic la suprafața Pământului. Deoarece radiațiile electromagnetice nu pot pătrunde prin sol, o cantitate de energie rămasă la suprafață după reflectare se transformă în căldură. Încălzirea intensă a suprafeței solului și conducția guvernează profilul temperaturii solului. Absorbția și conducția energiei sunt foarte afectate de suprafața și caracteristicile solului, cum ar fi: culoarea și rugozitatea, capacitatea specifică de căldură și conductivitatea termică.

• Culoarea și rugozitatea: o suprafață întunecată are o mare capacitate de absorbție, care îi reduce albedo-ul. O suprafață denivelată are un albedo mai mic decât o suprafață netedă a aceluiași sol datorită absorbției intense de radiații cauzate de reflexiile multiple și de absorbția de radiații asupra elementelor de rugozitate.

• Capacitate termică specifică: în comparație cu apa, solul are o capacitate mai mică de căldură, rezultând astfel încălzirea și răcirea mai rapidă a suprafeței solului. Cu toate acestea, umezirea solului îi crește acestuia capacitatea de căldură.

• Conductibilitate termică: Umiditatea solului afectează puternic conductivitatea termică. Transferul de energie de la suprafața solului în straturile de profunzime și viceversa, este mai eficientă în soluri umede decât în ​​solurile uscate. Temperatura suprafeței solului este un factor esențial care afectează temperatura stratului superficial al atmosferei, care este responsabil de formarea fenomenului de rouă și îngheț. Temperatura solului la adâncime depinde de încălzirea stratului de la suprafață și de caracteristicile solului afectând transferul de energie. Încălzirea și caracteristicile solului se modifică atât în timpul zilei cât și a anului și produce ciclurile diurne și anuale ale temperaturii profilului de sol.

Încălzirea și răcirea aerului

Mecanismele care guvernează încălzirea și răcirea aerului sunt:

• conducția – procesul de schimb de energie efectuat de moleculele de la suprafața solului și atmosferă într-un strat subțire de aer (de obicei doar de câțiva mm);

• amestecare turbulentă – schimbul de energie (și substanță) între suprafața solului și atmosfera și între diferite straturi atmosferice;

• convecție – ridicarea aerului cald și coborârea celui rece, guvernat de forța de flotabilitate;

• radiație – transfer de energie prin unde electromagnetice, care în cazul atmosferei este dominată de absorbția radiațiilor solare și terestre. Conținutul atmosferei poate afecta semnificativ încălzirea atmosferică prin radiații;

• advecție – în atmosferă, aceasta este guvernată de transferul de energie prin vântul care suflă dintr-o regiune în alta, aducând aer de o temperatura diferită;

• evaporarea și condensarea – schimbările stării apei în atmosferă, urmată de eliberarea sau implicarea energiei in forma fluxului de căldură latentă.

Impactul temperaturii solului și aerului asupra plantelor

Creșterea temperaturii solului. De la însămânțare până la recoltare, căldură/temperatura sunt catalizatori ai multor procese fiziologice care guvernează dezvoltarea plantelor. Temperatura solului afectează direct și indirect creșterea plantelor. În cazul culturilor, impactul direct are loc prin efectele temperaturii mediului în procesul de germinare și apariția culturilor. Pentru fiecare specie există o temperatură optimă a solului pentru germinarea semințelor. La această temperatură, numărul maxim de semințe va germina în cel mai scurt timp. Temperatura minimă pentru germinarea unei culturi de cereale este de 4°C și temperatura optimă este de 20°C (Tabelul 3.1). Efectul indirect este rezultatul impactului temperaturii solului asupra creșterii rădăcinilor și a absorbției de apă și nutrienți din sol. Răcirea solului scade rata proceselor fiziologice, aceasta ducând la creșterea riscului ca viitoarele plante să fie lipsite de vigoare. Acționând împreună, temperatura solului si umiditatea inițiază si controlează viața plantelor de la germinare și până la recoltare.

Tabelul 3.1 Temperatura de germinare a principalelor culturi agricole

(Muntean si colab., 2014)

Creșterea temperaturii aerului. În conformitate cu procesele fiziologice majore care guvernează creșterea și dezvoltarea lor, ciclul de viață al organismelor vii este împărțit în stadii de creștere sau fenologice. În general, începutul acestor fenofaze și durata lor este declanșată/limitată de temperatură. Temperaturile tipice, care sunt de obicei asociate cu producția plantelor, sunt temperaturile prag (de bază, de optim și plafon) și letale (minime și maxime). Diferența dintre aceste două game se referă la potențialul de refacere al unei plante. În ceea ce privește intervalul de temperaturi prag, o plantă se poate reface chiar dacă este în afara intervalului de optim. În schimb, dacă temperatura depășește limitele letale, recuperarea ei nu mai este posibilă. Atât temperaturile prag cât și cele letale sunt specifice speciilor, fenofazei de creștere și locației.

Temperaturile prag (cardinale) (Tabelul 3.2) sunt definite după cum urmează:

a. temperatura de bază este cea mai scăzută temperatură la care procesele metabolice care se derulează în plante au ca rezultat un câștig net de substanță produsă;

b. temperatura optimă se referă la intervalul de temperaturi cuprins între pragul superior și pragul inferior. Temperatura optimă oferă condiții favorabile pentru creșterea și dezvoltarea plantei. Pragul de minim este temperatura minimă necesară pentru inițierea stadiului de creștere. La temperatura sub valoarea pragului inferior, creșterea plantelor este întreruptă. Dacă temperatura crește însă peste acest minim, plantă continuă să crească fără daune sau pierderi de randament.

c. temperatura punctului de plafon este așa-numita temperatură de avarie, la care randamentul cerealelor scade la zero. Această temperatură este peste optim, dar sub temperatura maximă letală.

Temperaturile minime și minime letale (Tabelul 3.2) se referă la temperaturile critice peste care o anumită plantă nu se mai poate reface. Dacă temperatura aerului – adică, temperatura plantei – traversează pragul letal, planta se va distruge sau va suferi pagube semnificative. Stresul datorat temperaturilor scăzute, 0-15 °C sau înghețul (sub 0 °C) este unul dintre factorii majori de mediu care afectează creșterea și productivitatea culturilor. Pentru toate plantele, temperaturile sub 0 °C sunt critice din cauza înghețării apei în țesuturile vegetale. Deoarece gheața are un volum mai mare decât apa în stare lichidă, pe măsură ce se formează această gheață, dăunează plantelor din interior inclusiv la nivel celular.

În situația temperaturilor peste pragul superior, dezvoltarea plantelor este întreruptă și, în unele cazuri, este posibilă vătămarea lor. Stresul provocat de temperatură este definit ca fiind creșterea temperaturii peste un prag critic pentru o perioadă de timp suficient de lungă pentru a provoca daune ireversibile creșterii și dezvoltării plantelor. Nivelul de daune depinde foarte mult de stadiul de creștere a plantelor, de durata temperaturilor ridicate, de variația temperaturii zilnice și viteza de schimbare a temperaturii.

Tabelul 3.2 Pragurile de temperatură ale aerului (°C) pentru grâu. Cu suprascript „b” se indică valorile temperaturii solului (Porter și Gawith, 1999)

O serie de studii experimentale au descoperit că efectele temperaturilor ridicate sunt mai mari dacă planta este expusă la variații zilnice bruște de temperatură ridicată comparative cu creșterea treptată a temperaturii (6°C h-1 de exemplu). Efectul temperaturile ridicate în raport cu stadiul de creștere sunt specifice plantei. În cazul grâului, de exemplu, efectul expunerii la temperaturi ridicate în pre-anteză este mai mare decât la cel post-anteză asupra producției de cereale.

În cazuri extreme, până la 97% din diferența de producție poate fi atribuită diferențelor de densitate (număr de plante pe metru pătrat), care sunt strâns legate de temperatura maximă care apare timp de 4 zile suprapusă cu perioada când 50% din plante sunt în anteză. Temperaturile aerului peste 30°C sunt deosebit de periculoase pentru porumb la 8-10 zile după anteză, reducând drastic vigoarea plantelor și producția. Creșterea plantelor de soia la temperaturi ridicate (30–38°C) în comparație cu o temperatură mai scăzută (22-30°C) poate duce la reducerea cu 34% a producției de polen, cu 56% a germinării polenului și cu 33% la alungirea tubului polinic.

Dacă roșiile sunt supuse la temperaturi ridicate (26–32 °C) în timpul sezonului lor de creștere intensă, numărul de fructe pe plantă poate fi redus cu 90% comparativ cu creșterea la temperaturi moderate (22–28 °C).

Zilele cu grade de acumulare (DD) sau zilele cu grad de creștere (GDD) sunt utilizate în mod obișnuit pentru a descrie cerințele unui organism viu pentru temperatură, dar și pentru a evalua rata de dezvoltare a organismului în anumite condiții termice.

Pentru o anumită plantă și stadiu de creștere, DD sunt echivalente cu energia necesară pentru atingerea „pachetului complet” de procese tipice pentru o fenofază specifică. Această mărime reprezintă suma diferențelor de temperatură între temperatura medie zilnică și temperatura de bază (Tb) (Tabelul 3.3). În producția și protecția plantelor, DD-urile sunt un instrument comun pentru evaluarea dinamicii de creștere și dezvoltare a plantelor și organismelor dăunătoare, pentru programarea activităților tehnologice necesare, cum ar fi irigarea, fertilizarea, erbicidarea sau prelevarea de probe de boli/buruieni/dăunători.

Tabelul 3.3. Suma gradelor zilnice pe perioada de creștere la diferite culturi (Ahrens, 2010, Lalic,2018).

Temperatura și creșterea plantelor. Echilibrul energetic al covorului vegetal și temperatura plantelor rezultată este afectată de tipul plantelor și stadiul lor de creștere precum și de caracteristicile morfologice și aerodinamice ale foliajului (LAI, acoperirea cu vegetație, denivelările solului, înălțimea foliajului).

Tipul plantelor și stadiul lor de creștere afectează mai ales temperatura plantelor prin fluxurile de căldură sensibilă și latentă (rata de evapotranspirație). Prin adaptarea la mediul de viață, o plantă își dezvoltă mărimea și unghiul frunzelor (care afectează radiațiile solare primite și fluxul de căldură sensibilă de ieșire) precum și rezistența stomatală (afectând astfel transpirația). Toate aceste caracteristici afectează semnificativ echilibrul energetic al foliajului. În plus, în timpul fazei de creștere intensă și producție de biomasă, o plantă tinde să-și crească rata tuturor proceselor de schimb, în special transpirația și fotosinteza.

Caracteristicile morfologice și aerodinamice ale foliajului, cum ar fi indicele suprafeței foliare (LAI) și gradul de acoperire cu vegetație (porțiunea de teren acoperită de plante), afectează bilanțul energetic prin creșterea fluxurilor în cazul solului neacoperit de vegetație sau pentru valorile LAI mici. Pe de altă parte, valorile mari ale LAI cresc fluxul de căldură latentă în ecuația echilibrului energetic.

Pentru coronamentele și structurile diferite ale plantei se înregistrează temperaturi diferite la aceeași valoare a radiației. Mai important, temperatura plantelor poate diferi semnificativ de temperatura aerului, chiar dacă aceasta crește. Pe parcursul zilei, diferențele de temperatură ale aerului din interiorul și deasupra coronamentului pot fi, de asemenea, semnificative.

Evoluția suprafeței foliare de-a lungul anotimpurilor joacă un rol important de asemenea în accentuarea acestei diferențe. În timpul iernii, când copacii sunt fără frunze, diferența de temperatură este rezultatul variației comune a profilului vertical al temperaturii aerului. În iulie, când o pădure este complet înfrunzită și coroana arborilor se comportă ca o barieră între atmosfera liberă și atmosfera baldachinul forestier, cursurile zilnice ale temperaturii aerului sunt aproape paralele, ceea ce indică o amestecare neglijabilă între aceste două medii.

Procesele fiziologice ale plantelor și temperatura. Potrivit legii lui van Hoff, rata proceselor chimice se dublează cu fiecare creștere a temperaturii de 10°C. În cazul plantelor, această regulă se menține până la atingerea temperaturii pragului superior. Dincolo de această temperatură, unele procese sunt diminuate sau stopate. Cele mai importante procese fiziologice ale plantelor guvernate de temperatură sunt fotosinteza, respirația, transpirația si nutriția.

Fotosinteza. Se realizează la nivelul cloroplastelor la plantele autotrofe. Folosind apa și nutrienții din sol și CO2 din aer, în prezența clorofilei și a radiației solare (PAR), o plantă produce zaharuri, amidon, carbohidrați sau proteine și eliberează O2. Intensitatea fotosintezei este foarte legată (dependentă) de temperatură și intensitatea luminoasă (PAR). O caracteristică importantă a acestui proces este saturația. La o anumită intensitate a PAR, se atinge temperatura prag corespunzătoare unei pauze a vitezei creștere. O creștere a temperaturii aerului dincolo de prag provoacă o scădere a ritmului fotosintetic.

Respirația. Folosind O2 din aer, plantele la nivelul mitocondriilor transformă zaharurile în energie, eliberând CO2 și apă. Respirația are loc atât la întuneric cât și la lumină, iar intensitatea acesteia crește odată cu temperatura. Consumul de produși ai fotosintezei în timpul respirației reduce potențialul de creștere a plantelor. În timpul zilei, intensitatea fotosintezei depășește intensitatea respirației dacă temperatura este sub pragul critic (Fig. 3.1). Peste acest nivel de temperatură, fotosinteza este deficitară aspect ce duce la întreruperea creșterii și reducerea biomasei plantelor.

Asimilația substanțelor nutritive. Temperatura solului poate influența semnificativ circulația apei și a substanțelor nutritive din sol prin sistemul radicular, afectând conductanța hidraulică a solului și permeabilitatea rădăcinii. Cele mai importante funcții ale rădăcinii, absorbția apei și a substanțelor nutritive sunt mediate de temperatură.

Figura 3.1 Exemplu de impact al temperaturii asupra vitezei de derulare a fotosintezei și respirației (Lalic, 2018)

Temperatura afectează absorbția apei atât în mod pasiv cât și absorbția activă a acesteia, prin creșterea permeabilității membranelor celulare și a activității metabolice. O creștere a temperaturii de la 13°C la 28°C face ca absorbția apei de către rădăcină să se dubleze, iar creșterea a temperaturii de la 5°C la 22°C este însoțită de o creștere de șapte ori a absorbției apei de către mazăre.

Creșterea rădăcinilor plantelor de cultură determină scăderea rezistenței hidraulice a solului și crește, de asemenea, absorbția apei dar și exudarea și extrudarea substanțelor osmotic active. Studiile privind influența temperaturii asupra absorbției de azot sugerează că amoniul este absorbit mai ușor la temperaturi scăzute. O creștere a conținutului de K se constată odată cu creșterea temperaturii. Același lucru este valabil și pentru fosfor și pentru alți nutrienți.

Transpirația. Guvernează procesul de eliminare a apei din interiorul plantei în atmosferă prin intermediul stomatelor, proces care controlează absorbția și transportul mineralelor, presiunea de turgescență dar și răcirea plantei. Fiecare etapă în acest proces este puternic afectată de temperatura solului sau a aerului. Cu toate acestea, cel mai profund impact este legat de rezistența stomatelor și deficiența de apă a aerului din jurul plantelor. La temperaturi ridicate ale plantelor și în condiții de aer uscat, stomatele plantelor tind să rămână închise și să-și crească rezistența pentru a reduce pierderile de apă din plante.

Impactul vegetației asupra solului și a temperaturii aerului

Vegetația afectează structura atmosferei de la stratul de suprafață și a solului, precum și echilibrul energetic al suprafeței solului. Prin urmare, afectează atât solul cât și temperatura aerului. Sistemele radiculare ale vegetației modifică structura solului și prin urmare, caracteristicile sale termice și hidraulice.

Aspectul și creșterea vegetației în timpul perioadei de vegetație introduc o nouă entitate în stratul de suprafață atmosferic – spațiul aerian al etajului foliar. Modificându-și zilnic caracteristicile morfologice și aerodinamice, spațiul aerian din coronament este limita inferioară a atmosferei, cu caracteristici de transfer de energie și turbulențe care diferă mult de atmosfera superioară a coronamentului plantelor. Este o sursă semnificativă de căldură, apă și impuls, a cărei prezență afectează echilibrul de energie și apă din atmosferă și crește frecarea și flotabilitatea.

Din punct de vedere al solului și al temperaturii aerului, cel mai important impact al spațiului aerului la nivelul coronamentului este cel asupra echilibrului energetic, iar acest lucru se produce prin:

• schimbarea partiționării componentelor energetice prin reducerea fluxului de căldură a solului și a radiațiilor reflectate (albedo-ul depinde de sezonul de vegetație) și

• introducerea radiațiilor cu unde scurte și lungi, care este reflectate și absorbite de plante, schimbul fluxului de căldură sensibilă și latentă între suprafața plantei și aerul din jur, precum și emisia de radiații cu unde lungi de către plante.

Temperaturile aerului din sol, din plante și din interiorul frunzișului sunt rezultatul echilibrului energetic din partea superioară a coronamentului, a spațiului de aer al etajului foliar și al suprafeței solului.

În contrast cu solul, radiațiile electromagnetice pot pătrunde prin partea superioară a coronamentului. Atenuate intens de etajul foliar, radiațiile solare care ajung pe suprafața solului în proporție de 2-10% încălzesc solul. În mod semnificativ, reducerea fluxului de căldură al solului (în comparație cu solul fără vegetație/gol), în combinație cu schimbarea permanentă a structurii solului și a condițiilor de vegetație pe suprafața solului, scade temperatura solului și variația sa zilnică respectiv anuală.

În interiorul coronamentului, cea mai mare parte a radiațiilor solare este absorbită de elementele de vegetație (frunze, ramuri, muguri) și folosită pentru încălzirea plantelor și procesul fotosintezei. Această absorbție produce o scădere a profilului vertical al temperaturii aerului pentru coronament de sus în jos (Fig. 3.2).

Figura 3.2 Profilul vertical al temperaturii medii a aerului din coronament în timpul zilei (06:00-18:00) și noaptea (21:00-04:00) în iunie (1991-2015) la Prospect Hill, Harvard Forest, Petersham (MA, SUA) (Munger și Wofsy, 2017, Lalic, 2018)

Noaptea, când numai radiațiile de unde lungi contribuie la echilibrul energetic, radiațiile de unde lungi ale Pământului depășesc în mod obișnuit radiațiile atmosferice, producând un profil de temperatură opus cursului său zilnic. Temperaturi mai ridicate pot fi găsite mai aproape de sol, în timp ce in interiorul etajului foliar temperatura aerului atinge valoarea minimă, din cauza radiațiilor intense.

Prezența vegetației reduce variațiile zilnice și anuale ale temperaturii aerului. O reducere a densității și înălțimii vegetației crește variația anuală a temperaturii solului, producând în același timp un impact mult mai mic asupra amplitudinii temperaturii aerului. Cu toate acestea, mici diferențe ale temperaturilor de aer extrem pot fi încă observate. De exemplu, de-a lungul anilor, este destul de comun ca variațiile mai ridicate ale temperaturilor zilnice să fie măsurate în etajul foliar al pomilor din livadă decât în foliajul plantelor de cultură.

CAPITOLUL 4.

UMIDITATEA AERULUI

Umiditatea aerului este rezultatul circuitului apei în natură. Ca o consecință din numeroasele procese de schimbare a fazelor, apa se transformă din gheață în lichid, din lichid în vapori de apă și invers, aceasta se regăsește sub toate formele în atmosferă. Rolul plantelor în circuitul apei în atmosferă este la fel de important ca rolul apei în ciclul de viață al plantelor.

Cuantificarea umidității aerului

Variabilele utilizate frecvent pentru a descrie umiditatea aerului sunt:

presiunea vaporilor de apă,

presiunea de saturație cu vapori de apă,

deficitul presiunii de vapori (VPD – Vapour Presure Deficit),

temperatura punctului de rouă,

umiditatea relativă,

umiditatea specifică și

umiditatea absolută.

Presiunea vaporilor de apă (e). Într-un amestec de gaze cum este atmosferă, presiunea vaporilor de apă este presiunea parțială a vaporilor de apă în echilibru indiferent de starea lor (gheață sau apă lichidă). Acest lucru depinde de cantitatea de vapori de apă din atmosferă, temperatură și presiunea atmosferică.

Presiunea de saturație cu vapori de apă. Dacă cantitatea de vapori de apă în aer este suficientă pentru a iniția condensarea la o temperatură dată, atunci aerul este saturat și presiunea vaporilor de apă din aer atinge valoarea de saturație. Aceasta depinde doar de temperatură.

Deficitul presiunii de vapori (VPD). Diferența dintre presiunea vaporilor saturați și presiunea de vapori de apă nesaturați la o temperatură dată este frecvent folosit pentru a descrie uscăciunea aerului, de exemplu de ce cantitate de vapori suplimentară (exprimați în unități de presiune) avem nevoie în aer pentru a deveni saturat.

Temperatura punctului de rouă (Td-Dew point temperature). Dacă aerul este saturat, temperatura lui este numită temperatura punctului de rouă deoarece orice scădere suplimentară a temperaturii provoacă condensarea și formarea de rouă. Această temperatură variază în funcție de presiunea atmosferică și umiditate.

Umiditatea relativă (r). Folosită în mod obișnuit pentru a descrie umiditatea aerului în raport cu saturația, este definită ca raportul dintre presiunea vaporilor de apă și valoarea sa saturată la o temperatură dată.

Umiditatea specifică (q) și umiditatea absolută (a). Masa de vapori de apă dintr-o unitate de masă sau unitate de volum de aer umed este utilizată pentru a defini umiditatea specifică (g kg-1) respectiv umiditatea absolută (kg m-3).

Variațiile anuale și diurne ale bilanțului energetic, precum și temperatura aerului și a solului afectează ciclul apei și prin urmare variațiile umidității aerului. În mod obișnuit, variațiile de presiune a vaporilor de apă și umiditate relativă sunt analizate la scări spațiale diferite de timp.

Locația – maritimă sau continentală – determină variația diurnă a presiunii vaporilor. Deasupra unei suprafețe deschise de apă, care este o sursă nelimitată de vapori de apă, este în conformitate cu variația temperaturii de aer care guvernează furnizarea de vapori de apă prin evaporare. În consecință, în condiții maritime (și în condiții continentale pe timpul iernii) presiunea de vapori de apă maximă este la 2 pm și minimul la răsărit. În timpul verii, în interiorul continentelor, la latitudine medie, variația diurnă a presiunii vaporilor de apă are două minime (4:00 și 3 pm) și două maxime (9:00 și 21:00). Ce sau cine provoacă acest fenomen? Dimineața, chiar înainte de răsăritul soarelui (ora 4 dimineața), echilibrul energetic al suprafeței Pământului și temperatura aerului sunt la minimul lor zilnic, ceea ce duce la un minim de evaporare și un minim de alimentare cu vapori de apă în atmosferă. Pe măsură ce energia de intrare crește, intensitatea evaporării și cantitatea de vapori de apă din aer de deasupra suprafeței de evaporare cresc. În primele ore după răsărit, când transferul vertical este încă destul de slab, are loc acumularea vaporilor de apă, crescând presiunea acestora până la valoarea maximă, de obicei la 9 dimineața. La amiază, suprafața și aerul se încălzește semnificativ, îmbunătățind astfel transferul vertical (turbulent) al vaporilor de apă și reducându-l la nivelul minim, care coincide cu maximul transferului de turbulență atmosferică de după-amiază (15:00). Pe măsură ce transferul vertical crește spre apusul soarelui, acumularea de vapori de apă are loc din nou, producând al doilea maxim de presiune a vaporilor de apă (9 pm), chiar dacă intensitatea evaporării scade din cauza scăderii radiațiilor de intrare și a temperaturilor de suprafață și aer. La scară anuală, presiunea vaporilor de apă este în conformitate cu variația temperaturii aerului.

Variația diurnă a umidității relative este o consecință directă a definirii umidității relative și a faptului că presiunea de saturație a vaporilor de apă depinde doar de temperatura aerului. Din acest motiv, variațiile diurne (Fig. 4.1) și anuale ale umidității relative sunt invers proporționale cu variația temperaturii.

Figura 4.1. Variația zilnică a temperaturii aerului și umidității relative în cazul gazonului mai 2011 la Groß Enzersdorf (Austria) (Sursa: BOKU-Met, Lalic, 2018).

Figura 4.1 ilustrează câteva dintre punctele discutate în paragraful anterior privind modificările zilnice ale umidității aerului. Noaptea, diferențele dintre umiditatea aerului din interiorul și deasupra foliajului plantelor nu sunt semnificative. După răsărit, umiditatea relativă a aerului la o înălțime de 2 m începe să scadă din cauza creșterii temperaturii aerului. În schimb, la 20 cm umiditatea continuă să crească chiar și atunci când temperatura aerului la acest nivel începe să crească. Acesta este rezultatul unei evaporări intense a solului (și potențial formare de rouă), care poate crește foarte mult umiditatea aerului în foliajul plantei, depășind astfel efectul temperaturii asupra umidității relative.

Distribuția globală a umidității aerului este determinată de distribuția zonelor de căldură a Pământului și de circulația atmosferică globală. Datorită intensității mari de evaporare la latitudini scăzute, aproape de Ecuator, umiditatea relativă este mare pe parcursul anului, scăzând spre nord și sud până la 30° latitudine. La poli, din cauza temperaturilor scăzute, presiunea maximă a vaporilor de apă este foarte scăzută și prin urmare umiditatea relativă este ridicată.

Procese fizice ale apei

Apa este o moleculă polară triatomică. Indiferent dacă se găsește sub formă de gheață, stare lichidă sau vapori este determinată de echilibrul de atracție dintre molecule și energia lor cinetică. Atracția forțelor intermoleculare acționează pentru a menține moleculele aproape una de cealaltă, așa cum apare în faza de gheață a apei. Cu toate acestea, o creștere a energiei cinetice (direct proporțional cu temperatura) permite moleculelor să se deplaseze mai liber, iar faza de apă se schimbă în lichid sau vapori.

Evaporarea este procesul fizic în care moleculele depășesc forțele intermoleculare din lichide și încep să se miște liber în spațiul de deasupra suprafeței lichidului. La temperaturi peste zero absolut (00 K = -273,15 °C), există întotdeauna o evaporare continuă. În funcție de energia cinetică disponibilă, adică temperatura lichidului, acest proces va fi mai mult sau mai puțin intens. Energia necesară pentru evaporarea a 1 kg de apă la o temperatură constantă se numește căldură latentă de vaporizare; aceasta variază de la 2264,76 kJ kg-1 (la 100°C) la 2500 kJ kg-1 (la 0°C).

Intensitatea evaporării apei este adesea legată de deficitul de presiune a vaporilor (Vapour Pressure Deficit – VPD), adică capacitatea aerului înconjurător de a „accepta” molecule suplimentare de apă. Concluzia obișnuită este că atunci când aerul este saturat și VPD este zero, evaporarea nu poate avea loc – dar acest lucru nu este tocmai corect. Mai exact, când aerul de deasupra unei suprafețe lichide este saturat, moleculele pot părăsi această suprafață și se evaporă, însă o altă moleculă, cu energie mai mică și aproape de suprafața lichidului, va fi capturată de molecule de suprafață și transformată în lichid, dând naștere condensului. Aceasta înseamnă că evaporarea și condensul sunt procese continue: diferența dintre numărul de molecule care pleacă și cele care se întorc la lichid determină dacă avem de-a face cu un proces de evaporare sau condens.

Sub presiune constantă și într-un volum specific, probabilitatea de agregare cu alte molecule de gaz crește pe măsură ce energia cinetică medie (temperatura) scade. Aceasta explică de ce presiunea maximă de vapori, adică numărul de molecule necesare condensării la o anumită temperatură, scade odată cu temperatura și depinde doar de temperatură. În schimb, sub temperatură constantă, o creștere a presiunii atmosferice reduce calea medie liberă a moleculelor și crește probabilitatea de coliziune, adică intensitatea condensului. Desigur, același efect are loc dacă, sub temperatura constantă a aerului și presiunea atmosferică, se adaugă vapori de apă.

În funcție de mecanismul transformării apă-lichid implicată, condensul poate apărea ca omogen sau heterogen. Condensarea omogenă are loc în aer pur, suprasaturat, fără prezența unor particule solide. Condensarea heterogenă, întâlnită în mod obișnuit în atmosferă, începe pe particule mici (de obicei în diametru de 0,2 mm) numite nuclee de condensare. Nucleele de condensare, cum ar fi praful, sarea de mare, produsele vulcanice și fitoplanctonul, au o compoziție diferită, dar sunt întotdeauna higroscopice, ceea ce înseamnă că pot prelua apa la nivele de umiditate mult sub saturație. Picăturile formate pe nucleele de condensare joacă un rol major în formarea de ceață la o umiditate relativă de până la 70%.

Topirea. Starea solidă a materiei se caracterizează prin prezența forțelor intermoleculare mult mai puternice decât energia cinetică disponibilă a moleculelor. Solidele își păstrează forma și volumul fixe. Topirea este un proces fizic care apare atunci când energia adăugată la un sistem cu stare solidă este suficientă pentru a rupe forțele intermoleculare și a forma o stare lichidă. Procesul invers este înghețarea: ca urmare a eliminării energiei din lichid, energia cinetică a moleculelor este redusă și forțele intermoleculare de atracție devin dominante formând o stare solidă. Cu toate acestea, când o stare solidă se transformă direct în gaz, acest proces fizic se numește sublimare. În literatura de specialitate se folosește același termen pentru a descrie procesul opus.

Evaporarea și condensul

Suprafața Pământului este o sursă permanentă și în același timp un consumator de energie și umiditate pentru atmosferă.

Evaporarea de pe o suprafață deschisă a apei este cauzată de radiații nete, temperatura aerului, umiditate. De asemenea, este influențată de vânt, care reduce umiditatea aerului și crește eliminarea moleculelor de apă de la suprafață, adică crește intensitatea evaporării.

Evaporarea din solul fără vegetație este afectată de aceleași condiții meteorologice ca și evaporarea de pe o suprafață a apei deschise, dar și de caracteristicile solului precum: umiditatea, tipul și structura solului, salinitatea și prezența și nivelul apei subterane. Dacă solul este saturat de apă, intensitatea evaporării atinge valoarea maximă în condiții meteorologice date, aceasta numindu-se evaporare potențială.

Vegetația emite apă în atmosferă ca urmare a două procese: procesul fizic de evaporare de pe suprafața vegetației și procesul fiziologic de transpirație, care este de fapt difuzarea vaporilor de apă din interiorul plantei în spațiul ei extern prin stomate. Un nume comun pentru evaporarea de pe suprafața plantei și transpirația din interiorul său este evapotranspirația. Dacă suprafața solului este acoperită complet de plante și dacă nu există un deficit de apă în sol, evapotranspirația atinge intensitatea maximă în raport cu condițiile meteorologice reale: aceasta se numește evapotranspirație potențială.

Condensarea, urmată de eliberarea căldurii latente a condensului, este o sursă puternică de energie pentru atmosferă. Condensarea apei în aer are loc atunci când:

a. aerul umed curge pe o suprafață mai rece, răcindu-se semnificativ, deoarece intră în contact cu obiectele reci;

b. temperatura aerului scade din cauza iradierii intense a unei suprafețe subiacente;

c. are loc amestecarea maselor de aer cald și rece;

d. aerul este forțat în sus, reducându-și foarte mult temperatura din cauza scăderii presiunii, păstrând în același timp cantitatea inițială de vapori de apă nesaturați. La un moment dat, aerul se va răci suficient pentru a atinge temperatura punctului de rouă pentru o cantitate dată de vapori de apă.

Fenomene produse de condensare – ceața. Ceața este rezultatul condensării vaporilor de apă în aerul din apropierea suprafeței solului. Când picăturile de apă mici sau cristale de gheață sunt suspendate în aer, vizibilitatea este redusă la 1000 m în cazul ceței de aviație, la 180 m în cazul ceței groase și la 50 m în cazul ceței dense. Ceața este de obicei numită un nor (strat) pe suprafața Pământului, deoarece mecanismul producerii sale este foarte apropiat de cel al formării norilor.

În funcție de faptul dacă un proces duce la condiții de condensare sau aproape de condensare (o diferență între temperaturile aerului și ale punctului de rouă mai mici de 2,5 ° C), se produc diferite tipuri de ceață.

Ceața de advecție este rezultatul transferului orizontal al aerului umed cald pe un teren sau o suprafață de apă mult mai răcoroasă, ceea ce îl determină să se răcească sub temperatura punctului de rouă. Acest tip de ceață se găsește adesea deasupra unei suprafețe de apă rece. În plus, atunci când aerul rece se deplasează pe o suprafață caldă și umedă, se poate forma ceață de aburi. În unele zone ale lumii, ceața de advecție este în special o sursă semnificativă de apă, ceea ce a dat naștere unei noi tehnici numită recoltarea/captarea ceței.

Ceața de evaporare apare atunci când aerul rece se află deasupra unei suprafețe mai calde a apei. În acest caz, apa se evaporă în aerul rece și își crește conținutul de vapori de apă, ducând la condiții de condensare mai pronunțate.

Ceața de radiație este rezultatul condensului care are loc în aer aproape de suprafață datorită răcirii nocturne a Pământului. Aceasta apare de obicei sub un cer senin și în nopțile calde de iarnă. Această ceață se disipează după răsărit, când pământul se încălzește suficient, dar prezența inversării prelungește durata ceții.

Ceața frontală este legată de modificările condițiilor de condensare atmosferică datorate prezenței zonelor frontale sau a unei treceri frontale. Ceata care apare înaintea unui front cald și după un front rece și poartă numele de precipitație sau ceață de ploaie. Este asociată cu precipitațiile ușoare care cad într-un aer rece stabil într-o zonă frontală, crescând conținutul de vapori de apă și, prin urmare, punctul de rouă al aerului. În timpul deplasării unui front are loc amestecarea maselor de aer cald cu cel rece fapt ce duce la crearea condițiilor de condensare.

Ceața de înălțime se formează atunci când aerul umed este forțat să se ridice de un deal sau de o creastă abruptă. Drept urmare, aerul se răcește până la temperatura punctului de rouă, producând ceață și nori pe partea de sus a muntelui.

Impactul umidității aerului asupra plantelor

Plantele sunt foarte sensibile la variațiile de temperatură și umiditate ale aerului. Umiditatea aerului ridicată sau scăzută afectează creșterea și dezvoltarea plantelor, polenizarea, rezistența la boli și în final randamentul acestora.

Umiditatea relativă mare reduce intensitatea transpirației și uneori o poate stopa. Desigur, cea mai mică reducere a umidității produse de un vânt ușor, de exemplu, inițiază procesul din nou.

Transpirația scăzută aduce o presiune de turgescență mai mare in celulele plantelor, ceea ce crește presiunea asupra pereților celulari elastici, determinând expansiunea în volum a celulelor. Acesta este unul dintre motivele pentru creșterea intensă a frunzelor la plantele tropicale.

Polenizarea este foarte sensibilă la umiditatea aerului. Umiditatea relativă ridicată poate reduce dispersia polenului pe distanțe mari.

Condițiile calde și umede sunt mediul ideal pentru dezvoltarea diferitelor boli ale plantelor, precum și ale unor dăunători (insecte termofile) sau buruieni (plantele concurente din culturi).

Umiditatea relativă scăzută crește rezistivitatea stomatelor și prin urmare scade schimbul de gaze dintre plante și mediu, scăzând astfel intensitatea unora dintre cele mai importante procese fiziologice, precum fotosinteza și transpirația.

În cazul umidității scăzute, chiar efectele irigării sunt reduse. Mai exact, la aceeași temperatură a aerului și intensitate a radiației fotosintetice active (PAR), se obține un randament mai mic dacă apa necesară plantelor este asigurată prin irigare, și nu de precipitații. Motivul este umiditatea aerului. Impactul irigării asupra umidității aerului este mult mai puțin pronunțat decât în cazul precipitațiilor. Prin urmare, chiar dacă irigarea oferă suficientă apă pentru creșterea normală a plantelor, efectele negative ale aerului uscat sunt încă prezente.

Seceta este fenomenul cauzat/legat de o lipsă de apă (vapori sau lichid) în aer și/sau în sol. Are cel mai profund impact asupra creșterii plantelor.

Seceta este un eveniment (nu doar vreme), după o perioadă de precipitații inadecvate sau inexistente pe o perioadă extinsă de timp, care creează un deficit de umiditate al solului și aerului și o perturbare severă a echilibrului apei. Seceta nu este același lucru cu deficitul de apă, adică un exces al cererii de apă față de oferta disponibilă (Donald A. Wilhite, 2000). Gravitatea secetei este, de asemenea, dificil de determinat, deoarece depinde nu numai de durata, intensitatea, sincronizarea și întinderea geografică a unui episod de secetă specifică, ci și de cerințele create de activitățile umane și de vegetație pentru aprovizionarea cu apă a unei regiuni/zone (Blain, 2012).

Seceta diferă de alte pericole/calamități naturale (de exemplu, inundații, cicloni tropicali și cutremure) în multe feluri. În primul rând, este un fenomen perfid care se instalează încet și afectează multe sectoare ale economiei, funcționând pe mai multe scări diferite. Se caracterizează în acest fel pentru că efectele sale se acumulează lent pe o perioadă lungă de timp și pentru că este dificil de determinat debutul respectiv sfârșitul unui episod de secetă (acesta fiind un obiectiv al sistemelor de monitorizare a secetei (DMS- Drought Monitoring Systems).

În mod firesc, seceta ar putea avea o definiție specifică în raport cu o anumită regiune și un anumit tip de activitate umană. În primul caz, fiecare regiune are caracteristici climatice specifice, în timp ce în al doilea, agricultura de exemplu, ar putea fi principalul sector economic care ar fi afectat de secetă, deoarece aprovizionarea cu umiditate a solului este de obicei epuizată rapid. Impactul secetei asupra producției culturilor poate varia de la cultură la cultură – de la porumb la grâu, de exemplu – din cauza diferitelor perioade de semănat și creștere.

Există numeroase clasificări ale secetei bazate pe:

a) sistemul și sursa de apă disponibilă;

b) timpul său de apariție și durata;

c) mediul cauzei sale.

În funcție de sistemul unde apare și sursa de apă disponibilă clasificarea cea mai obișnuită a secetei poate fi meteorologică, hidrologică, agricolă sau socio-economică (Wilhite și Glantz, 1987).

Seceta meteorologică este legată de o abatere a temperaturii aerului și a precipitațiilor de la valorile normale (medii de 30 de ani) în timpul unei perioade specifice (lună, sezon sau an). Cu toate acestea, parametrii selectați și criteriile alese pentru definirea secetei meteorologice depind de caracteristicile climatice ale unei anumite regiuni.

Dacă un climat este caracterizat de modele de precipitații sezoniere, atunci abaterile în cantitate, intensitate și distribuție a precipitațiilor sunt măsuri ale deficitului de precipitații și secetei. Cu toate acestea, în regiunile caracterizate în mod regulat de precipitații, precum coasta de vest a Scoției, care are precipitații medii anuale de 3000 mm în 250 de zile ploioase, o creștere a numărului de zile consecutive fără precipitații este o măsură a secetei.

În ceea ce privește severitatea, seceta meteorologică este clasificată în funcție de precipitațiile înregistrate în perioada respectivă, după cum urmează: ușoară (cu 11 – 25% mai puțin decât media pe termen lung), moderată (25 – 50% mai puțin) și severă (mai mult de 50%).

Seceta hidrologică este determinată de propagarea secetei meteorologice în ciclul hidrologic terestru, prin urmare, este influențată de proprietățile ciclului hidrologic (Vidal și colab., 2010). Acest tip de secetă este exprimat ca reducerea cantității de apă din râuri, pârâuri și lacuri și de asemenea, ca epuizare a apelor subterane.

Apare după un anumit interval de timp după seceta meteorologică și afectează atât industria energetică, cât și agricultura. Impactul secetei hidrologice nu este foarte ușor de determinat în comparație cu cel al secetei agricole. De exemplu, un deficit de precipitații este vizibil rapid într-un sistem de culturi, în timp ce impactul acestei deficiențe asupra nivelului apei subterane sau a acumulărilor de apă poate afecta producția de energie hidroelectrică sau utilizările recreative timp de mai multe luni.

Seceta agricolă are loc atunci când umiditatea aerului și a solului este inadecvată pentru a satisface cererea curentă de apă a plantelor. Cererea de apă a plantelor depinde de condițiile meteorologice, tipul plantelor, stadiile de creștere și caracteristicile solului (fizice, chimice și microbiologice). Prin urmare, seceta agricolă este considerată un eveniment specific culturilor.

Seceta socio-economică este rezultatul secetei meteorologice, hidrologice și agricole (una dintre acestea sau combinația lor) și apare atunci când cererea pentru un bun economic depășește oferta ca urmare a unei deficiențe legate de condițiile meteorologice în aprovizionarea cu apă (Wilhite, 2005).

Potrivit Thornthwaite, în ceea ce privește timpul apariției și durata acesteia, seceta poate fi clasificată ca fiind:

• permanentă – apare în regiunile cu un climat arid, unde cantitatea inadecvată de precipitații condiționează înființarea și producerea culturilor agricole de irigații;

• sezonieră – cauzată de obicei de circulația sezonieră pe scară largă în regiunile cu perioade umede și uscate clar definite pe parcursul anului (ex. zone de muson);

• accidentală – rezultatul unei variabilități mari a cantității și intensității precipitațiilor, tipică pentru regiunile cu climă umedă și subumedă. Dacă aceasta se suprapune peste sezonul de creștere al plantelor, poate produce o reducere semnificativă a randamentului și producției acestora.

Seceta mai poate fi clasificată și ca secetă atmosferică sau a solului. Seceta atmosferică apare atunci când umiditatea aerului este foarte scăzută. Este de obicei rezultatul temperaturilor ridicate și a unei cantități reduse de precipitații, dar nu neapărat. Când cantitatea de precipitații este normală, acest tip de secetă poate fi cauzat de vânturi calde puternice, care cresc deficitul de presiune de vapori de apă în aer.

Un exemplu elocvent este vântul Sukhovey, care de obicei bate în regiunea Caspică și în Kazahstan. Acesta este un vânt cu viteză moderată (5-20 ms-1), însoțit de temperaturi ridicate (20-25°C) și umiditate relativă scăzută (sub 30%). În timpul sezonului de creștere poate declanșa evapotranspirația excesivă și stresul hidric la plante. Dacă seceta atmosferică durează destul de mult, produce o reducere semnificativă a conținutului în umiditate a solului, inițial în stratul de la suprafață al solului, dar apoi se propagă tot mai adânc în sol, afectând zona de absorbție a rădăcinilor culturilor – aceasta fiind seceta solului.

Umiditatea frunzelor se referă la prezența apei lichide pe suprafața frunzelor. Există trei surse de apă pentru suprafața frunzelor: (i) precipitații (interceptare), (ii) irigații prin aspersiune și (iii) rouă.

Trei aspecte sunt utilizate în mod obișnuit pentru a descrie umezeala frunzelor. Acestea sunt: cantitatea de apă reținută pe unitatea de suprafață a frunzelor, porțiunea frunzei acoperite de apa lichidă și durata umezelii frunzelor. Aceste proprietăți de umezeală a frunzelor depind în mare parte de caracteristicile specifice ale plantei (zona și unghiul frunzelor, umectabilitatea suprafeței) și condițiile meteorologice și pot afecta semnificativ echilibrul individual de apă al plantelor.

Cantitatea maximă de apă care poate fi reținută pe unitatea de suprafață-frunză înainte de a începe să se scurgă variază de la specie la specie, variind între 0,1 și 500 ml m-2. Plantele beneficiază de această apă reținută de frunză la valori mai mici sau mai mari.

De exemplu, retenția redusă a apei la nivelul frunzei îmbunătățește echilibrul apei în condiții de secetă, permițând apei să ajungă cu ușurință la sol înainte de a se evapora de pe suprafața plantei. Pe de altă parte, în cazul ploilor excesive, reținerea apei pe frunze poate întârzia fluxul de precipitații să ajungă în sol și să asigure o repartizare optimă a apei. Pentru mulți agenți patogeni (rugină, mană, făinare etc.), durata umezelii frunzelor joacă un rol crucial în dezvoltarea ratei infecției patogene.

Deoarece apa se evaporă de pe suprafața frunzelor la fel ca de pe orice altă suprafață de apă sau acoperită de apă, temperatura și umiditatea aerului, precum și viteza vântului afectează major și evaporarea apei de pe suprafața frunzelor. Trebuie menționat însă că o parte din suprafața plantei acoperită cu apă nu este disponibilă pentru transpirație, deoarece apa reținută acoperă stomatele și afectează schimbul de gaze între plante și mediul lor.

Impactul plantelor asupra umidității aerului

Plantele pot afecta umiditatea aerului direct și indirect. În mod direct, plantele acționează ca o sursă de vapori de apă care provin din interiorul plantei din procesul de transpirație sau de la suprafața plantei (evaporarea apei reținute de suprafață, frunze în special). Prin urmare, umiditatea relativă măsurată în etajul foliar al plantelor este de obicei mai mare decât deasupra solului sau a adăpostului meteorologic, în special în timpul verii.

Procesele de transpirație și evapotranspirație sunt extrem de importante atât pentru plante cât și pentru atmosferă, încât merită o atenție deosebită. Deoarece este destul de dificil să separăm fluxul de vapori de apă eliberat prin transpirație de cel prin evaporare vom vorbi doar de evapotranspirație (ET) care înglobează ambele fluxuri.

Condițiile meteorologice, caracteristicile culturilor și solului, condițiile de mediu și tehnologia aplicată culturilor afectează intensitatea evapotranspirației. În funcție de nivelul de complexitate, adică de numărul de parametri implicați, sunt considerate frecvent trei tipuri de evapotranspirație ET (Allen și colab., 1998):

a. ET de referință,

b. ET în condiții standard și

c. ET adiacentă corespunzătoare ET efective de pe suprafața vegetală.

Evapotranspirație de referință ET0 este evapotranspirația de pe o suprafață de sol umed la nivel optim acoperită complet de vegetația de referință (iarbă de talie mică). Intensitatea ET de referință depinde doar de condițiile meteorologice.

Evapotranspirația în condiții standard, ETc adesea numită și evapotranspirație potențială, este un proces care apare în cazul un sol umed la nivel optim de hidratare acoperit complet de cultura aleasă, cultură care nu este bolnavă și este fertilizată optim (foliaj normal). Pe lângă condițiile meteorologice, intensitatea acestui tip de evapotranspirație este puternic afectat de caracteristicile solului (tip, structură, salinitate, fertilitate) și evident de cultura luată în discuție (soi, stadiu de creștere, număr și distribuția stomatelor, gradul de deschiderea acestora). Calculul ETc se face în mod obișnuit prin abordarea coeficientului de cultură (Kc), presupunând că evapotranspirația potențială de pe orice suprafață vegetată poate fi exprimată în raport cu ET de referință (ETc = Kc ET0). Coeficientul de cultură (Kc) este o variabilă dependentă de timp (Fig. 4.2), care introduce caracteristicile specifice ale culturii în calculul evapotranspirației potențiale și ar trebui să fie determinat experimental pentru cel puțin trei dintre cele mai importante perioade din perioada de creștere: fenofază incipientă, mijlocul sezonului de vegetație și sfârșitul acestuia.

Figura 4.2 Variația coeficientului de cultură a grâului de iarnă în perioada de creștere

(Lalic, 2018 după Jacimovic, 2012).

ET actuală este cantitatea reală de vapori de apă obținuți dintr-un anumit coronament în condițiile meteorologice, ale solului și plantelor la un moment dat.

Intensitatea ET efectivă (ETp) este determinată folosind coeficientul de cultură și luându-se în considerare efectele abaterii de la condițiile de foliaj de referință prin utilizarea factorului de ajustare (Kadj). În cazul unui deficit mare de vapori de apă sau a unei cantități reduse de apă disponibilă în sol, plantele își pot închide stomatele (crește rezistivitatea acestora) reducând ETp.

Pe toate scările de timp sau spațiale, vegetația este o sursă importantă de vapori de apă pentru atmosferă (Fig. 4.3.). Vegetația crește umiditatea specifică a aerului, dar impactul său asupra umidității relative depinde atât de temperatura aerului cât și de capacitatea acestuia de a reține apa.

Figura 4.3 Distribuția globală a umidității relative anuale și a evapotranspirației

(Sursa Atlasul Biosferei) https://nelson.wisc.edu/sage/data–and–models/atlas/maps.php?Catnum=3&type=Ecosystems

Măsurătorile presiunii vaporilor de apă efectuate în diferite studii arată două aspecte interesante legate de umiditatea aerului și impactul temperaturii aerului asupra umidității. În primul rând, la aceeași temperatură, presiunea vaporilor de apă este mai mare pe terenurile joase comparativ cu partea de sus a unui deal să zicem, care este evident mai bine ventilată. În al doilea rând, există clar o limită superioară a presiunii vaporilor de apă la o temperatură dată. Aceasta este într-adevăr, definiția presiunii de saturație a vaporilor de apă și susține în favoarea afirmației de mai sus că E depinde doar de temperatura aerului. Dacă urmărirea valorilor de prag cu privire la temperatură produce o curbă exponențială, aceasta descrie dependența presiunii de saturație a vaporilor de apă de temperatură. Formularea matematică este cunoscută ca relația Clausius-Clapeyron.

Când vegetația are o extindere spațială mare, ca în cazul pădurilor ecuatoriale din Brazilia aceasta are un impact major (50 – 75%) asupra umidității relative anuale și evapotranspirației (Fig. 4.4a), dar și a formării norilor de precipitații (Fig. 4.4b).

Figura 4.4 Distribuția globală a acoperirii cu vegetație (a)

și a fracției de nori (b) pentru luna februarie 2020

(Sursa: NASA Earth Observatory), https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps

Diferite tipuri de plante au un impact semnificativ diferit asupra umidității aerului. În condiții suficiente de apă a solului, intensitatea transpirației nocturne afectează umiditatea aerului și punctul de rouă al foliajului dar și a aerului din jur acestuia.

Exemple concludente sunt plantele din zonele temperate de tip C3 precum grâul și plantele C4 cu origini tropicale precum porumbul. În cazul grâului, este tipic ca stomatele să se închidă noaptea pentru a reduce transpirația. Fără advecția aerului umed noaptea, punctul de rouă va scădea cu câteva grade °C. Roua apare pe foliajul grâului numai dacă temperatura aerului înconjurător scade sub această temperatură. În schimb, porumbul fiind o plantă cu origine tropicală care continuă transpirația și noaptea, prin creșterea umidității aerului în etajul foliar modifică pragul de rouă dimineața cu doar 1-2°C sub valoarea pragului de rouă a apusului. Acest lucru creează condiții pentru apariția frecventă în lanul de porumb a fenomenului de rouă.

CAPITOLUL 5.

NORII ȘI PRECIPITAȚIILE

Fie că sunt subțiri ca pânza de păianjen și înalți pe cer, sau cenușii-întunecați și aproape creându-ți senzația că-i poți atinge, norii sunt cel mai impresionant produs vizibil al condensului de vapori de apă, precum și a multor alte procese care le definesc tipul, conținutul, înălțimea sau scară.

Prezența oricărui nor afectează echilibrul energetic al atmosferei și al suprafeței Pământului. Ca și zăpada, norii albi Cumulus provoacă multiple reflexii ale radiației solare, producând intensități solare mult mai mari comparativ cu exteriorul atmosferei.

Precipitațiile nu sunt altceva decât căderi de apă, gheață sau zăpadă din atmosferă la suprafața Pământului.

Norii și formarea lor

Norii sunt rezultatul vizibil de condensare și înghețare a vaporilor de apă în atmosferă. Ei pot fi formați aproape de sol sau la altitudini extrem de mari; pot fi subțiri cu o extensie orizontală mare sau groși până la stratul de delimitare a troposferei, dar cu o scara orizontală de „mărimea unui lan de porumb”.

Condensarea vaporilor de apă și formarea norului în atmosferă apar în general atunci când:

a) aerul urcă din cauza convecției,

b) aerul este forțat să se ridice de munți sau fronturi meteorologice și

c) aerul cald și rece se ciocnesc și se amestecă în atmosfera.

Apariția norilor și tipul de precipitații care se formează în ei depinde de modul lor de formare; dacă norii sunt formați printr-o creștere lentă într-o atmosferă stabilă sau prin convecție rapidă într-o atmosferă instabilă.

Nori complet stratificați tind să se formeze în condiții de subsidență la scară largă și stabilitate statică accentuată. Norii convectivi sunt de obicei produși prin încălzirea atmosferei și convecția aerului umed de la sol la vârful atmosferei sau prin fronturi reci cu mișcare rapidă care forțează mișcarea ascensională.

Tipurile mixte de nori sunt de asemenea posibile, cu nori stratificați care au anumite elemente convective dacă apare instabilitatea locală. Spre deosebire de marea extensie orizontală a norilor stratificați, norii convectivi sunt caracterizați de scara lor verticală. Cu cât convecția este mai rapidă și și conține cantități mari de vapori de apă, cu atât mai accentuată va fi grosimea verticală a norului.

Deoarece se schimbă permanent, norii apar sub multe forme, dând naștere astfel la nevoia de clasificare. Prima clasificare a norilor a fost făcută în 1803.

Clasificarea actuală acceptată de Organizația Meteorologică Mondială (OMM) cuprinde următorii nori: Cirrus (Ci), Cirrostratus (Cs), Cirrocumulus (Cc), Cumulonimbus (Cb) , Altocumulus (Ac), Altostratus (As), Nimbostratus (Ns), Stratocumulus (Sc), Stratus (St) și Cumulus (Cu).

Clasificarea suplimentară a norilor se face în funcție de zona din atmosferă (troposferă) în care apar frecvent nori mici, medii și înalți (Fig. 5.1).

Numele norilor provin de obicei din cuvinte latine care descriu aspectul lor. Pentru a descrie mai exact caracteristicile norului, s-au adăugat prefixele alto pentru nori înalți și nimbo pentru norii ploioși.

Conținutul norilor depinde de înălțimea, locul și mecanismele formării lor și se poate caracteriza prin cristale individuale de gheață, zăpadă și picături de apă de diferite dimensiuni, precum și diferite amestecuri din toate acestea.

Figura 5.1 Clasificarea norilor pe grup, nivel și înălțime

https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/f/fb/Clasificare_nori.jpg

În funcție de temperatură și conținut, norii pot fi identificați ca fiind calzi sau reci. Dacă temperatura unui nor pe întregul său profil este peste 0°C și dacă este format din picături de lichid, atunci este considerat un nor cald și este tipic pentru regiunile tropicale. Cu toate acestea, dacă vârful norului atinge înălțimi cu temperaturi mult sub 0°C, conținutul său este determinat de un amestec de cristale de gheață și picături de lichid. Această formațiune, tipică pentru latitudinile medii și mari, este numită nor rece.

Important de menționat este „semănatul” în nori, care este dispersia diferitelor substanțe (AgI – iodură de argint, KI – iodură de potasiu și gheață uscată) care pot acționa ca nuclee de condensare sau cristale de gheață în nori, pentru a schimba aspectul, tipul sau intensitatea precipitațiilor. Obiectivul din spatele “semănăturii” de nori este de obicei reducerea grindinei sau provocarea precipitațiilor. Eficacitatea acestei acțiuni în modificarea vremii nu a fost niciodată dovedită riguros, într-adevăr, a fost un subiect controversat în comunitatea științifică timp de mai mulți ani.

Formarea picăturilor de apă în nori

Formarea picăturilor de apă în nori pornește de la nucleele de condensare a norului (de obicei în diametru de 0,2 μm) și se termină fie ca picătură de nori (tipic = 20 μm, mare = 100 μm), picătură de ploaie (2000 μm) sau cristal de gheață (fulg de zăpadă). Formarea picăturilor mai mari de 20 μm implică procese de difuzie și coliziune – coalescență, precum și procese de cristalizare a apei.

Rata de creștere a picăturilor de apă în nori prin condensare într-un mediu suprasaturat este un proces lent – fiind nevoie de câteva zile pentru a produce o picătură de ploaie – care scade odată cu creșterea razei. Evident, picăturile mai mici cresc mai repede. Prin urmare, condensul este un mecanism predominant de creștere în cazul picăturilor mai mici de 0,1 mm, când viteza de cădere a picăturii este foarte lentă (datorită greutății aproape echilibrate, a forței de frecare și a flotabilității). Creșterea suplimentară a unei picături de apă în nori într-o formă lichidă suficient de mare pentru a cădea și a ajunge la sol depinde de temperatura norului. La norii calzi (Fig. 5.2), adică norii cu o temperatură maximă peste -15 °C, este determinată de procesele de coliziune și de coalescență, în timp ce la norii reci sunt implicate suplimentar și procesele cristalizare/înghețare (Fig. 5.3).

Figura 5.2 Creșterea picăturii într-un nor cald (Lalic, 2018)

Rata căderii apei din nori prin coliziune și coalescență este îmbunătățită de: conținutul ridicat de apă lichidă (care crește eficacitatea coliziunii), dimensiunea picăturilor (ceea ce crește eficacitatea coliziunii și șansele ca picăturile să se coaguleze după coliziune) și viteza de formare și grosimea norului (care crește spațiul de coliziune a picăturilor și timpul petrecut în nor).

Prin urmare, norii in straturi relativ subțiri cu o formare înceată pot produce doar o ploaie foarte ușoară, în timp ce norii mari, cu o dezvoltare pe verticală intensă pot produce cu ușurință picături de 5 mm.

Procesele de înghețare/cristalizare apar în norii reci, unde o parte a norului este la temperaturi cu mult sub 0°C. În partea caldă a unui nor rece, coliziunea și coalescența picăturilor de apă sunt mecanismele dominante de creștere a picăturilor.

Figura 5.3 Formarea picăturilor într-un nor rece (Lalic, 2018)

În aer, chiar peste nivelul de îngheț, picăturile de apă din nori supraîncălzite sunt încă lichide. Ele predomină în amestecul existent cu cristale de gheață și sunt încă prezente în porțiuni mari ale norului cu temperaturi cuprinse între îngheț și -40°C. Cauza acestui fenomen surprinzător se explică prin faptul că temperatura de îngheț a picăturilor de apă scade odată cu dimensiunea. Nucleii de condensare sunt de obicei higroscopici și se dizolvă la formarea picăturilor. Când se produce această dizolvare, cu cât picăturile sunt mai mici, cu atât soluția rezultată este mai concentrată. De obicei, soluțiile concentrate au temperaturi mai scăzute ale punctului de îngheț comparativ cu apa pură. Prin urmare, picăturile chiar dacă sunt mai mici, cu atât pot fi mai reci înainte de a îngheța spontan la -48 °C.

Picăturile de apă pot conține, de asemenea, nuclee de gheață, substanțe cu structuri moleculare similare cu cele ale apei. Ele pot face parte din nucleele compuse de condensare pe care se formează picăturile sau pot fi „măturate” din aer pe măsură ce picăturile cad. Când se întâmplă acest lucru, picăturile conțin un fel de „nucleu de gheață” și pot îngheța destul de repede.

Pe de altă parte, se pot forma cristale de gheață la temperaturi ale aerului sub temperatura de îngheț dacă sunt prezenți acești nuclei de gheață. Deoarece presiunea de saturație a vaporilor deasupra unei suprafețe de apă este mai mare decât cea de deasupra unei suprafețe de gheață, concentrația moleculelor chiar deasupra suprafeței picăturii de apă este mai mare decât la cea compusă din gheață. Această diferență de concentrație produce fluxul de molecule de vapori de apă de la picătura de la suprafața gheții, determinând o evaporare suplimentară a picăturilor și creșterea cristalelor de gheață în timpul procesului de formare a cristalului de gheață.

În timp ce cad, cristalele de gheață se ciocnesc cu picăturile de lichid suprarăcite care îngheață pe suprafața lor, îmbunătățind astfel creșterea cristalelor de gheață în procesul de acumulare. Aceste procese tipice de cristalizare/înghețare, formare a ploii se regăsesc în norii Cumulonimbus. În cele din urmă, remarcăm că principala sursă de gheață din nori rezultă din înghețarea picăturilor pe nucleele de gheață și nu prin înghețarea omogenă a picăturilor sau sublimarea directă a acestora pe nucleele de gheață.

Hidrometeoriți

Conform Glosarului American Meteorological Society, un hidrometeor este orice produs de condensare/depunere a vaporilor de apă atmosferici, fie formați în atmosfera liberă, fie la suprafața Pământului, precum și orice particulă de apă suflată de vânt de pe suprafața Pământului.

Precipitațiile

Precipitațiile constau din particule de apă lichidă sau solidă care cad din nori prin atmosferă și ajung pe sol. În funcție de originea și mecanismul de producere, acestea pot fi:

a) precipitații stratiforme și convective,

b) precipitații ciclonice (frontale) și

c) precipitații orografice.

Viteza căderii particulelor în raport cu mișcarea verticală a aerului afectează mecanismul creșterii picăturilor, gheții și zăpezii în nori. Precipitațiile stratiforme apar atunci când viteza căderii cristalelor de gheață și a zăpezii este de obicei mare în comparație cu cea a mișcării verticale a aerului. În cazul precipitațiilor convective este opus. Afectează timpul de creștere a precipitațiilor: 1-3h în nori stratiformi și 0,5h în cazul precipitațiilor convective.

Norii Nimbostratus sunt o sursă comună de precipitații stratiforme (ploaie sau ninsoare ușoară până la moderată), dar uneori și norii Stratus și Stratocumulus pot produce ploi ușoare. Norii convectivi (precum Cumulonimbus) produc averse și grindină. În ambele situații, norii mai groși produc mai multe precipitații.

Precipitațiile frontale (ciclonice) sunt de obicei produse de norii Nimbostratus într-o zonă frontală dintre o masă caldă, umedă de aer și una rece, uscată. Cu toate acestea, fronturile de aer cu mișcare rapidă pot produce și nori Cumulonimbus.

Când aerul umed este forțat să se ridice, întâlnind munți sau dealuri, începe condensul în această masă de aer și apar precipitațiile orografice care apar în mod frecvent pe versantul dealului sau muntelui în sus.

Precipitațiile mai pot fi clasificate și în funcție de forma, caracterul, intensitatea sau tipul acestora.

Forma precipitațiilor este clasificată ca lichidă (ploaie, burniță), mixtă (ploaie înghețată, lapoviță, chiciura, virga) sau solidă (zăpadă, măzăriche, grindină).

Caracterul precipitațiilor poate fi intermitent sau continuu. Indică nu numai durata precipitațiilor, ci și zona acoperită.

Intensitatea precipitațiilor este dată de raportul dintre cantitate (volumul precipitațiilor care se transformă în lichid pe m2) și durata lor. Trei termeni sunt folosiți pentru a descrie intensitatea precipitațiilor:

– ușoare (mai puțin de 2,5 mm h-1),

– moderate (2,5–7,6 mm h-1) și

– mari (mai mult de 7,6 cm h-1) (Glosar AMS, 2018).

Un „duș” (de ploaie sau zăpadă) este precipitația cu un anumit caracter și intensitate produsă frecvent de norii convectivi. De obicei, începe și se oprește brusc intensitatea manifestându-se gradual (creștere-descreștere).

Ploaia este definită ca picături de apă (cu un diametru mai mare de 0,5 mm) care cad dintr-un nor și a căror distribuție a densității și dimensiunii (diametrul) variază considerabil cu originea și intensitatea precipitațiilor (stratiforme ușoare: 0,5-2,0 mm; stratiforme moderate: 1,0-2,6 mm; furtună puternică: 1,2–4,0 mm).

Norii care produc în mod regulat ploaie sunt Nimbostratus și Cumulonimbus. Intensitatea ploii variază de la 1 mm ora-1 pentru o ploaie ușoară până la 25 mm oră-1 în cazul ploilor puternice.

Zăpada este formată din cristale de gheață (singure sau lipite între ele), care cad dintr-un nor și a căror formă, concentrație și distribuție a mărimii variază semnificativ cu condițiile de temperatură și suprasaturare la care se dezvoltă. La temperaturi peste -5°C, cristalele, picăturile înghețate și părțile topite ale cristalelor se lipesc și formează fulgi de zăpadă tipici. La latitudini mai mari, zăpada nu cade decât sub formă de cristale de gheață.

Ninsoarea este produsă de regulă în straturile mai înalte ale atmosferei, de exemplu de norii Nimbostratus, nori cu o porțiune predominantă de peste 0°C (cei cu temperaturi mai mici produc ploaie).

Definiția intensității precipitațiilor pe care am dat-o se aplică în mod normal și în cazul ninsorilor. Există totuși o definiție suplimentară a intensității zăpezii, bazată pe impactul acesteia asupra vizibilității. Prin urmare, intensitatea zăpezii este descrisă ca ușoară, moderată sau grea dacă vizibilitatea este de 1 km sau mai mult, între 0,5 km și 1 km, respectiv mai puțin de 0,5 km.

Grindina este formată din particule de gheață transparente, parțial opace sau complet opace, cu un diametru de obicei între 5 mm și 50 mm. Fiecare bucată de grindină este formată dintr-un nucleu central (o particulă de gheață cu diametrul de până la 1 cm), de obicei înconjurat de mai multe straturi de gheață opacă și/sau transparentă.

Mediul necesar formării grindinei este reprezentat de norii Cumulonimbus, cu dezvoltare pe verticală intensă și conținut ridicat de apă lichidă. Capturat de un curent ascendent nucleul se ridică, crescând prin condensarea produsă pe suprafața sa și prin coliziunea cu norii și picăturile de ploaie (sub izoterma de 0°C) și zăpadă/gheață (peste 0°C izoterma). Când greutatea sa depășește forța ascendentă a curentului ascendent bucata de grindină rezultată se deplasează în jos și începe să se topească atunci când traversează izoterma de 0°C. (Figura 5.4)

Grindina este asociată cu intensități mari de precipitații și, dacă apare, este întotdeauna în timpul ploilor furtunoase. Distribuția spațială a grindinei este adesea sub forma unei centuri alungite. Întrucât este asociată cu convecția norilor Cumulus, grindina apare de obicei după-amiaza (în 20% din cazuri, între orele 12-13; în 50% din cazuri, 3-8 pm), în timp ce se observă mai rar dimineața sau seara (în 13% din cazuri, 8 pm -1 am).

Particulele de apă care cad de la baza norului sub formă de valuri sau benzi de precipitații fără a ajunge la suprafața solului se numește virga. Virga este frecventă în zilele de vară, când picăturile de ploaie care cad prin medii calde și uscate se evaporă rapid și dispar în atmosferă.

Figura 5.4 Formarea grindinei

http://www.anti-grele.fr/wp-content/uploads/2016/07/grindina_formarea.png

Roua este rezultatul condensării directe a vaporilor de apă atmosferici pe suprafețele și obiectele subiacente a căror temperatură este peste 0 ° C (Fig. 5.5). Chiar și o cantitate colectată de rouă depășește rar 0,5 mm, deși teoretic poate măsura până la 0,8 mm.

La temperaturi scăzute, roua îngheață, producând bruma (Fig. 5.6).

Figura 5.5 Rouă

https://cdn.pixabay.com/photo/2018/04/23/20/56/grass-3345482_1280.jpg

Figura 5.6 Brumă

https://cdn.pixabay.com/photo/2015/02/13/11/17/branch-635002__340.jpg

Impactul norilor și a precipitațiilor asupra plantelor

Norii și precipitațiile afectează puternic echilibrul de energie și apă al solului, aerului și etajului foliar al plantelor. Norii Stratocumulus acoperă 20% din suprafața Pământului în medie anual, mai mult peste oceane (23%) decât deasupra pământului (12%) (Figura 5.7). În cazul norilor Stratus, media anuală este de aproximativ 10%. Chiar dacă scara orizontală a norilor Cumulus este de obicei mult mai mică decât cea a norilor Stratus, aceștia pot afecta echilibrul energetic și al apei la nivel local, cu un impact direct a zonelor prin absorbție intensivă și reflectivitate ridicată a radiațiilor solare.

Figura 5.7 Distribuția schematică a precipitațiilor la nivel planetar (GPPC, 2017)

Norii și echilibrul energetic. Impactul norilor asupra echilibrului energetic este dublu:

a) scad cantitatea de radiații solare primite prin absorbția și reflectarea acestora în timp ce trec prin atmosferă,

b) cresc nivelul radiației terestre prin creșterea radiației de undă lungă emisă de atmosferă și reflectată de Pământ. Chiar și impactul norilor subțiri de tip Cirrus și Cirrostratus asupra temperaturii solului este vizibil. În plus, poate fi de așteptat o schimbare semnificativă a temperaturii solului și a aerului în prezența norilor Stratus și a Stratocumulus, din cauza extensiei lor orizontale, a adâncimii și a timpului mediu de retenție.

În zilele de vară, prezența acestor nori va scădea temperatura, întrucât o scădere a radiațiilor solare primite prevalează asupra efectelor creșterii radiațiilor terestre. În timpul iernii și în special la începutul primăverii însă când intensitatea radiațiilor solare primite este redusă, o creștere a radiației terestre poate crește semnificativ bilanțul energetic al suprafeței Pământului.

Este binecunoscut faptul că prezența norilor în timpul unei nopți friguroase/geroase poate crește temperatura aerului cu câteva grade și poate diminua pierderile agricole cauzate de frig.

Prezența norilor Cumulus, în special Stratocumulus și Nimbocumulus, poate produce scăderi semnificative ale temperaturilor solului și aerului. Nu trebuie subestimate efectele reflectării datorate acestor nori, în special în cazul norilor Cumulus albi ca zăpada și distribuiți pe tot cerul.

Funcționând ca suprafețe reflectorizante perfecte, acești nori pot provoca o creștere semnificativă a intensității radiației solare în locul unde aceștia se găsesc, care poate depăși constanta solară (intensitatea radiației solare în vârful atmosferei). Acest „reflector” de scurtă durată, dar de intensitate ridicată, poate produce arsuri solare și daune severe plantelor.

Norii și echilibrul apei. Chiar și atunci când nu cad precipitații, prezența norilor poate afecta umiditatea aerului și a solului. Acest impact se vede prin efectul lor asupra evaporării și evapotranspirației, care se produce prin schimbarea temperaturii solului și a aerului, producând umbră la suprafața solului și crescând umiditatea stratului atmosferic de suprafață, care este cauzat de reducerea transferului vertical al vaporilor de apă din pământ în atmosfera liberă.

Precipitațiile și echilibrul energetic. Impactul precipitațiilor asupra echilibrului energetic se manifestă prin: a) modificările termice ale caracteristicilor solului,

b) o creștere a evaporării și evapotranspirației de la sol și de la etajul foliar și

c) rolul său de izolator termic atunci când acoperă solul și plantele.

Umiditatea crescută a solului, cauzată de precipitații, crește capacitatea de căldură și conductivitatea solului, afectând astfel echilibrul energetic. O scădere a temperaturii după un episod de ploaie este mai semnificativă și mai accentuată pentru aer decât pentru sol. Acest efect este deosebit de important toamna, când solul umed acumulează mai multă energie decât solul uscat, energie ce ajunge mai adânc în sol.

În timpul iernii și la începutul primăverii, când temperatura solului crește cu adâncimea, conductivitatea crescută a solului stimulează transferul de energie către partea de sus a solului, crescând astfel temperaturile solului și ale suprafeței și reducând deteriorarea plantelor datorată temperaturilor scăzute.

Rămânerea precipitațiilor, în principal lichide, pe suprafața plantei determină același grad de evaporare ca de la nivelul unui corp umed. Energia investită în evaporare este preluată de la plantă, care, în consecință, își scade temperatura. O creștere a umidității solului crește de obicei evaporarea din solul fără vegetație și evapotranspirația de pe o suprafață cu vegetație, scăzând temperatura acestora.

Când este prezent pe sol sau pe o suprafață a plantei, zăpada poate juca rolul de izolator în zilele de îngheț, în special la începutul primăverii, împiedicând răcirea plantei sub 0°C. Când pe timpul iernii solul este fără vegetație, stratul de zăpadă reduce pierderile de radiații și variația zilnică a temperaturii solului. Dacă solul nu este înghețat înainte de ninsoare, temperatura solului în apropierea suprafeței de sub stratul de zăpadă rămâne la aproximativ 0°C, ceea ce este important pentru protejarea culturilor de iarnă de îngheț (Fig. 5.8).

Figura 5.8 Variația temperaturii solului în profil cu și fără stratul de zăpadă. (Lalic, 2018)

Precipitațiile și echilibrul apei. Precipitațiile lichide care intră direct în sol cresc umiditatea solului, evaporarea, drenajul și scurgerea. Cu toate acestea, creșterea umidității solului nu este întotdeauna proporțională cu cantitatea de apă care ajunge la suprafața acestuia. În cazul solului gol-neacoperit de vegetație, tipul și structura solului, precum și intensitatea precipitațiilor pot afecta semnificativ creșterea umidității acestuia. Chiar și în cazul solului cu capacitate mare de reținere a apei, cum ar fi cernoziomul, precipitațiile de intensitate ridicată vor crește moderat umiditatea solului atunci când solul este puternic compactat și este uscat de mult timp, cu crustă și fisuri la suprafață.

Se pare că din cauza pierderilor de apă de la suprafață, a scurgerii și a drenajului până la straturile de adâncime ale solului, doar o parte din fluxul de apă care intră este de fapt utilizat pentru hidratarea solului.

În cazul solului umed și optim structurat, tipul, structura și perioada de creștere a vegetației prezente afectează absorbția precipitațiilor.

De exemplu, în cazul ierburilor mici, după lăstărire, o ploaie ușoară 3,8 mm h-1 va absorbită în cantitate de 1,8 mm h-1, în timp ce o ploaie de intensitate ridicată de 24,3 mm h-1 va fi absorbită în cantitate de 10,4 mm h-1. Câteva luni mai târziu, după înflorirea covorului vegetal in discuție, aceleași intensități ale precipitațiilor vor fi absorbite în cantități de 0 mm h-1 și, respectiv, 16,6 mm h-1.

Stratul de zăpadă se topește lent pe suprafața solului și oferă o hidratare îndelungată acestuia.

Prezența vegetației poate perturba efectele precipitațiilor asupra echilibrului de apă al solului prin acoperirea suprafeței cu vegetație în așa măsură, în care ploaia nu mai poate ajunge la sol și rămâne pe suprafețele plantelor: acest proces este cunoscut sub denumirea de interceptare. Efectul umbririi și distribuția inegală a umidității solului în stratul superior al acestuia depinde de tipul de vegetație, faza de creștere și de structura și densitatea aparatului foliar (Fig. 5.9).

Intercepția mai depinde în plus și de intensitatea precipitațiilor. În caz de precipitații de 1 mm, toate apele de ploaie vor fi interceptate. Pe măsură ce intensitatea crește, cantitatea de apă care ajunge la sol crește proporțional.

Figura 5.9 Impactul vegetației asupra distribuției precipitațiilor pe suprafața solului

(Lalic, 2018)

În general, rata maximă de interceptare este de până la 50%. Frunzele copacilor de foioase, de exemplu, pot reține de la 20% până la 30% din ploaia care cade. Totuși, un efect important de interceptare este nu numai reducerea cantității apei care ajunge pe sol în timpul unui episod de precipitații, ci și picurarea/scurgerea apei de pe frunze care mai continuă mult după oprirea precipitațiilor, ceea ce uneori alterează măsurătorile precipitațiilor din coronament. O parte din apa interceptată de plante se va evapora, dar o cantitate semnificativă va ajunge în continuare în pământ; în special în cazul intensității mari a precipitațiilor și a solului uscat, când apa va produce o hidratare și mai eficientă a solului comparativ cu solul gol (neacoperit de vegetație).

Impactul plantelor asupra norilor și a precipitațiilor

Indiferent că sunt plante de cultură sau pădure virgină, vegetația joacă un rol important în echilibrul de energie și apă al suprafeței Pământului, pe o scală ce poate varia de la o parcelă la întreaga planetă.

În unele părți ale lumii, cum ar fi regiunea Sahel din Africa, ultimele cercetări arată că prezența vegetației poate modifica cantitățile anuale de precipitații cu până la 30%. Întrucât mai mult de 20% din suprafața Pământului este acoperită de plante, rolul lor în modificarea climei este clar, chiar dacă impactul direct asupra vremii este poate mai mic.

Prezența plantelor modifică albedo-ul suprafeței, precum și caracteristicile termice și hidrologice ale solului. Plantele afectează:

a) schimbul de energie între suprafața Pământului și atmosferă, care este o forță importantă de guvernare a circulației atmosferice;

b) schimbul de umiditate între atmosferă și suprafața terenului;

c) tiparele de circulație ale maselor de aer și

d) transferul turbulent între suprafața vegetată și atmosferă.

Datorită acestor modificări ale temperaturii și umidității solului și aerului, în intensitatea evaporării și transpirației, în viteza vântului și în eficacitatea transferului de umiditate de la suprafață spre atmosferă, vegetația afectează semnificativ procesele de condensare din atmosferă și, prin urmare, formarea norilor (Fig. 5.10) și precipitații (Fig. 5.11).

Figura 5.10 Distribuții globale ale fracției de nori

ianuarie, aprilie, iulie, octombrie 2015

(Sursa: NASA Earth Observatory), https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps/view.php?d1=MODAL2_M_CLD_FR

Figura 5.11 Distribuții globale de precipitații pentru

ianuarie, aprilie, iulie, octombrie 2015

(Sursa: NASA Earth Observatory), https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps/view.Php?D1=TRMM_3B43M

CAPITOLUL 6

CIRCULAȚIA ATMOSFEREI ȘI VÂNTURILE

Vânturile iau multe forme, de la aerul care circulă constant pe întreg globul până la brizele locale care dispar odată cu primele raze ale soarelui.

Vânturile sunt guvernate de „forțele naturii” și sunt modificate de natura suprafeței Pământului pe care o întâlnesc, aducând energie, umiditate și impuls de la un continent la altul sau de la o solă de cultură la alta.

Deși sunt invizibile, ni se amintește de prezența lor prin nenumărate efecte, indiferent dacă este legănatul ușor al unei frunze care cade sau dezrădăcinarea copacilor seculari din pământ.

Aerul este forțat să se miște de diferența de presiune atmosferică între două zone. Mișcarea mai este afectată de forțele centrifuge și Coriolis datorate mișcării de rotație a Pământului.

6.1 Forțele care guvernează mișcarea atmosferică

Forța gradientului de presiune. Vântul este un curent de aer care se deplasează aproape orizontal deasupra suprafeței Pământului, de la presiunea atmosferică mai mare la presiune atmosferică mai mică. Să ne reamintim că presiunea atmosferică este forța produsă de o anumită cantitate de aer pe suprafețele din jur. Dacă această forță pe o suprafață imaginară verticală este mai mare la un loc decât la altul, există o schimbare a forței și a presiunii asociate într-o direcție orizontală, cu alte cuvinte, un gradient de presiune.

Forța netă, care afectează mișcarea aerului, menține direcția forței de intensitate mai mare, care este opusă gradientului de presiune. Indiferent care este cauza diferenței de presiune (dezechilibru net de radiații, aer ascendent sau descendent), aceasta este principala forță de guvernare care face ca vântul să sufle/bată.

Forța de frecare. În atmosferă, forța de frecare se opune mișcării relative a aerului pe suprafețele solide și în straturile atmosferice. Acționează întotdeauna în direcția opusă mișcării aerului pentru a-l încetini. Întrucât aerul nu este foarte vâscos, frecarea asociată cu mișcarea moleculară este importantă numai în stratul foarte subțire de aer, apropiat de o suprafață solidă, denumită în mod obișnuit stratul vâscos.

Forța centrifugă. Mișcarea de rotație a Pământului sau a unei particule mici de aer este întotdeauna afectată de două forțe: centripetă – îndreptată spre centrul în jurul căreia se mișcă corpul – și centrifugă – rezultată din inerția corpului și direcționată spre exterior (opus forței centripete).

Toate obiectele de pe suprafața Pământului, inclusiv atmosfera, sunt sub influența forței centrifuge care rezultă din rotația planetei. Intensitatea acesteia depinde de viteza obiectului și distanța acestuia de axa de rotație.

În atmosferă, însă, apar destul de des depresiuni circulare de joasă presiune asociate cu mișcarea circulară a curenților de aer (ca în cazul tornadelor), care sunt rezultatul forței gradientului de presiune și a echilibrului forței centrifuge.

Forța Coriolis. Fiind o forță aparentă rezultată din rotația Pământului, forța Coriolis afectează mișcarea atmosferică numai pe scări de la sute de kilometri până la scara planetară. Din definiția forței Coriolis și modul de calcul, putem concluziona că are valori maxime la poli și se diminuează spre ecuator, de aceea deviază particule de aer în mișcare spre dreapta în emisfera nordică și spre stânga în emisfera sudică.

Scările mișcării atmosferice

Ierarhia mișcării aerului de la scala globală la cea locală și a duratei lor de viață aparentă se numesc scări ale mișcării atmosferice. În plus, unele mișcări atmosferice sunt periodice prin apariția lor pe diferite nivele spațiale și temporale, afectând vremea și clima chiar și la nivel continental. (Fig. 6.1)

Figura 6.1 Distribuția idealizată a presiunii de suprafață

și a vânturilor permanente (Lalic, 2018)

Gradientul de presiune este forța motrice a vremii. Acesta guvernează circulația aerului pe emisfere, mută masele de aer de pe un continent pe altul sau oferă pur și simplu brize ușoare de pe un munte după o zi caldă de vară.

Paravanele de vânt și centurile de protecție

Efectele negative ale vântului asupra plantelor pot fi reduse semnificativ prin paravanele de vânt, care sunt perdele de protecție formate din copaci în creștere și/sau culturi de talie înaltă, așezate perpendicular pe direcția vântului predominant.

Întrucât perdelele de vânt reduc viteza vântului în zona adăpostită, ne putem aștepta ca evapotranspirația și pierderile de apă să fie în general reduse în sol și etajul foliar al plantelor, în special în așa numită zonă liniștită. Acest raționament este susținut de experimentele care s-au efectuat.

Deși viteza scăzută a vântului reduce intensitatea evaporării solului și a evapotranspirației plantelor, apar alți factori afectați de prezența perdelei de protecție, de asemenea cu roluri importante:

a) scăderea radiațiilor solare recepționate din cauza umbririi;

b) creșteri ale temperaturii solului și a aerului în zona liniștită și

c) modificări ale rezistenței stomatelor, care sunt afectate de radiațiile solare, temperatura aerului și umiditatea care variază pentru diferite plante.

Evident, perdelele de vânt afectează pierderea apei, dar procesul este prea complex pentru a trage concluzii pripite.

Figura 6.2 Fluxul vântului în prezența perdelelor (Lalic, 2018)

Impactul plantelor asupra vântului

Bătaia vântului la suprafața solului întâlnește plantele, care se găsesc adesea pe suprafața de bază. (Fig. 6.3) Prezența lor afectează direct vântul prin creșterea frecării între aer și sol și, indirect, prin schimbarea echilibrului energetic la suprafața Pământului.

Tipul de vegetație, înălțimea și densitatea etajului foliar determină impactul plantelor asupra fluxului eolian. În cazul unei suprafețe complet acoperite, am putea aștepta ca vegetația mai înaltă cu indice foliar mai mare să producă o asperitate mai mare. În perioada de vegetație, creșterea plantelor și dezvoltarea LAI reduc rugozitatea suprafeței Pământului. Atunci când o suprafață nu este acoperită în mod uniform de vegetație, înălțimea și distanța dintre plante pot afecta semnificativ debitul și direcția vântului.(Fig. 6.4).

Lungimea denivelărilor (asperităților) și înălțimea acestora sunt caracteristici aerodinamice ale suprafeței de curgere a vântului, care în cazul vegetației se pot schimba pe parcursul perioadei de vegetație din cauza modificărilor înălțimii plantelor și a indicelui suprafeței foliare (LAI).

În unele studii, o estimare brută a acestor parametri este de 0,6–0,8 din înălțimea plantei, pentru înălțimea de deplasare a vântului (d) și 0,1d pentru lungimea denivelărilor. Cu toate acestea, studiile recente arată că acestea sunt doar niște ipoteze extrem de incerte și nesusținute matematic.

Figura 6.3 Forma coronamentului unui arbust supus în permanență unui vânt dominant

Figura 6.4 Scurgerea vântului pe diferite modele de etaje foliare

(Lalic, 2018)

CAPITOLUL 7

SOLUL ȘI APA

Componentele echilibrului cultură – sol

Forța motrice a circuitului apei pe Pământ este energia de la Soare. Radiația solară transferată prin spațiu și aer se face cu ajutorul undelor electromagnetice. Vegetația absoarbe radiațiile solare pentru a-și genera și crește biomasa. Balanța radiațiilor de la suprafața Pământului determină energia disponibilă pentru componentele bilanțului energetic, unde evapotranspirația (ET) este corelată direct cu cantitatea de apă a suprafeței terestre.

O presupunere normală este că radiația netă (Rnet) primită de etajul foliar sau orice altă suprafață este echilibrată de fluxurile turbulente ale căldurii latente (LE) și ale căldurii sensibile (H) împreună cu fluxul spre sau din pământ (QG) (flux de căldură la sol) și transferul energiei în biomasă (QS) prin procesul de fotosinteză. QS este adesea neglijat în calculele bilanțului energetic datorită cantității sale reduse de aproximativ 1% din Rnet primită de vegetație. Relația dintre aceste componente echilibrului energetic este dată de formula

Rnet = LE + H + QG + QS

Echilibrul apei este strâns legat de echilibrul energetic pentru care se folosește energia radiațiilor. Termenul de evapotranspirație în echilibrul de apă al oricărei suprafețe naturale este în legătură directă cu echilibrul energetic.

Bilanțul de apă al unui volum de sol predefinit într-o formă de bază poate fi scris ca:

P =LE + R + D – K+ QSW

unde: P – precipitații sau orice altă intrare de apă în sistem, cum ar fi irigarea,

LE – căldura latentă

R – scurgerea de suprafață,

D – drenarea solului considerat (de exemplu în pânza freatică),

K – capilaritatea solului din apa freatică sau fluxul lateral de apă și

QSW – apa stocată de sol.

Unitățile din diferiții termeni pot fi date ca rate de flux reale de apă pe unitatea de suprafață (de exemplu, l m-2) sau ca sumă a fluxului de apă pe unitatea de suprafață pe o anumită perioadă de timp (de exemplu, mm d-1), (1 l m-2 = 1 mm).

Precipitațiile asigură hidratarea naturală pentru plante și soluri, uneori completate cu irigații. În prezența etajului foliar al plantelor, precipitațiile ajung la sol doar parțial, deoarece sunt reținute într-o oarecare măsură de frunzele plantelor și se evaporă din nou de pe aceste suprafețe (interceptare). Ca și scurgerea apei de pe suprafața solului, nici această cantitate de apă nu se va infiltra în sol.

Cantitatea de apă interceptată de frunze/plantă depinde în mare măsură de fenofaza plantei, de structura etajului foliar și de caracteristicile precipitațiilor. În medie, foliajul plantelor de cultură complet dezvoltat atinge niveluri de interceptare de aproximativ 20%, în păduri putând ajunge până la 80% – din precipitațiile totale (cazul regimului pluviometric caracteristic Europei Centrale).

Prin urmare, pierderile de interceptare nu ar trebui să fie neglijate când se fac calculele bilanțului de apă sol-cultură, mai ales dacă se utilizează doar precipitațiile măsurate ca inputuri.

Intercepția poate fi evaluată ca urmare a dezvoltării indicelui suprafeței foliare (LAI) și a cantității de precipitații (Fig. 7.1), dar depinde și de complexitatea structurii etajului foliar (de exemplu, păduri vs. culturi omogene vs. culturi pe rânduri).

Figura 7.1 Intercepția apei în frunze în funcție de precipitații și indexul suprafeței foliare (Lalic, 2018 după Hoyningen-Huene, 1980).

În general, cu cât este mai mare cantitatea de precipitații căzută într-o repriză de ploaie, cu atât este mai mică cantitatea relativă de apă interceptată de frunze din totalul precipitației. Cu toate acestea, cantitatea absolută de apă interceptată pentru fiecare episod de ploaie (inclusiv retenția la nivelul frunzei) este mai mult sau mai puțin constantă pentru un anumit tip de vegetație. Aceasta înseamnă că modelul de precipitații al perioadelor de ploaie, care sunt adesea caracteristice pentru climatele consacrate, determină în mare măsură pierderile totale de apă interceptată pentru perioade mai lungi.

Când apa provenită din precipitații ajunge la suprafața solului, infiltrarea în sol și scurgerea ei depind de proprietățile solului (caracteristicile fizice, biologice și chimice). Pentru infiltrarea apei din sol, porozitatea, precum și structura suprafeței solului joacă un rol crucial, inclusiv aspecte precum porii biotici (în special râme), conținutul de humus și stabilitatea porilor în timpul ploilor. În plus, golurile de sol, cauzate în principal de uscarea mineralelor de argilă, pot schimba semnificativ cantitatea de apă care se poate infiltra în sol într-o anumită perioadă de timp (rata de înfiltrare).

Balanța de apă a unei culturi poate fi, legată de volumul și nivelul de înrădăcinare (zona de înrădăcinare) a plantelor care formează cultura, introducând componente suplimentare în sol, cum ar fi fluxurile subterane, care sunt adesea prezente în terenurile deluroase (Fig. 7.2).

Dintr-un anumit volum de sol (de exemplu, zona de înrădăcinare), apa se poate scurge sau percolată în straturi de sol mai adânci putând ajunge la nivelul apei subterane sau se poate ridica prin capilaritate în zona de înrădăcinare de la straturile de sol mai umede sau chiar de la nivelul pânzei freatice.

Porozitatea solului determină hotărâtor la cantitatea de apă din sol. În condiții normale de câmp însă, solul este umplut doar parțial cu apă. Pentru un sol mineral tipic pentru uz agricol, se poate da următoarea compoziție medie (în procente de volum): substanțe minerale 45%, volumul aerului 25%, volumul apei 23%, materii organice 7% – din care humus 85% și rădăcinile plantelor 15%.

Proporția volumului total de pori în raport cu volumul total al solului depinde în principal de tipul de sol. Dacă un sol devine mai dens (de exemplu prin compactare), va exista o scădere a volumului total de pori ai solului și distribuția dimensiunii porilor solului.

Figura 7.2: Componentele balanței sol-cultură

(Sursa: BOKU-Met, Lalic, 2018).

Volumul total de pori ai solului determină cantitatea de apă pe care o poate conține un sol. Totuși, acest lucru depinde în mare măsură de distribuția mărimii porilor, care determină forțele capilare și cât de puternic poate solul să rețină apa de (ex. potențialul pentru apă a solului).

Acești factori, și în mod special distribuția mărimii porilor solului, au consecințe directe asupra reținerii și mișcării apei în sol (direcție, viteză și cantitate pe unitatea de timp), pentru absorbția apei din sol de către rădăcini, pentru drenarea acesteia în profilul de sol și pentru infiltrare.

În funcție de potențialul pentru apă al solului, apa din sol poate fi clasificată în:

• subterană: în straturile de profunzime ale solului, unde toți porii sunt umpluți cu apă;

• de înfiltrație (scurgere): de sus în jos în sol, condusă de gravitație;

• disponibilă: pe care solul o poate reține împotriva gravitației și este disponibilă pentru plante;

• higroscopică (legată chimic): apa care este reținută ferm de sol și poate părăsi solul doar prin vaporizare (de exemplu, prin încălzirea solului într-o etuvă).

Capacitatea solurile de reținere a apei disponibilă culturilor

Precipitațiile puternice sau dezghețarea zăpezii produc o cantitate de apă care persistă până când excesul de apă s-a înfiltrat în sol.

Solul poate prelua și reține doar câtă apă rezistă împotriva gravitației. Acest nivel de conținut de apă al solului la un potențial specific de apă al solului (pF 1,8 – 2) se numește capacitate de câmp (CC).

În schimb, o plantă poate absorbi apă din sol, atât timp cât există o diferență de potențial între apa preluată de celulele radiculare și apa din jur regăsită în porii solului.

Dacă nu mai există diferență de potențial sau dacă conținutul de apă al solului a scăzut (pentru că un număr din ce în ce mai mare de pori sunt ocupați cu aer), apa nu mai are contact cu rădăcinile pentru a fi absorbită. Acest fenomen se numește punctul de ofilire permanentă (POP).

Rădăcinile pot pierde apa în defavoarea solului dacă tensiunea soluției solului devine foarte mare. Plantele au dezvoltat însă anumite mecanisme pentru a-și proteja rădăcinile împotriva tensiunii crescute a apei solului, de ex. scăderea diametrului rădăcinii și creșterea rezistenței la pierderea apei.

Plantele pot absorbi apa în intervalul cuprins de la capacitatea de câmp până la punctul de ofilire. Cantitatea de apă dintre aceste două limite se numește apă disponibilă pentru plante (Fig. 7.3). Cu toate acestea, trebuie avut în vedere faptul că conținutul de apă al solului atât la capacitatea de câmp cât și la punctul de ofilire poate varia semnificativ între soluri, depinzând în mare măsură de porozitatea solului.

Prin urmare, există o relație între tensiunea apei solului (cmWS -presiunea sau potențialul apei) și conținutul de apă al solului, care este exprimată prin curba pF (fig. 7.3) și este specifică tipului de sol.

Potențialul de apă se schimbă de la sol la cultură și atmosferă dar și în interiorul plantei. De exemplu, dacă punctul de ofilire a solului este la 1500 kPa și tensiunea apei la 200.000 kPa la o temperatură la 20°C și 50% umiditate, se creează o imensă diferență de potențial de la sol la atmosferă, astfel încât planta acționează ca intermediar de transfer. de apă.

Figura 7.3: Relația dintre potențialul de apă și conținutul de apă al solului pentru diferite tipuri de sol;

FC – capacitatea de câmp (CC), PWP – punct de ofilire permanent (POP); cmWS – centimetru de coloană de apă (unitate de presiune a apei sau potențial); pF – valoarea logaritmică a cmWS

(Lalic, 2018).

Această diferență de potențial de la rădăcină la frunze respectiv organele aeriene (Fig. 7.4) este de asemenea forța principală a fluxului de sevă împotriva gravitației în xilemul organelor vegetale, în care apa transportă, de asemenea, substanțe nutritive și minerale către părțile în creștere ale plantelor.

Figura 7.4: Dezvoltarea gradientului vertical al solului și potențialului pentru apă al plantei de porumb în condiții de evapotranspirație maximă în timpul manifestării secetei după irigare (Lalic, 2018).

Extragerea apei din sol de rădăcinile plantelor

Având în vedere transportul apei de la sol la atmosferă, plantele creează un „scurtcircuit” prin care apa este transportată mai eficient în atmosferă din sol comparativ cu solul liber, fără vegetație.

În acest sens, prezența plantelor reduce semnificativ rezistența transportului de apă din sol spre atmosferă. Acest lucru duce, de asemenea, la extragerea mai rapidă a apei din soluri, ceea ce are o relevanță practică în cazul culturilor din regiunile aride.

De exemplu, rotațiile culturilor în regiunile aride fără posibilități de irigare necesită adesea ani de refacere pentru solele fără vegetație (soluri goale) pentru a recupera rezervele de apă din sol.

Asimilarea apei (și a nutrienților) de către rădăcini are loc în principal la nivelul celulelor perișorilor absorbanți ai rădăcinilor, care sunt localizate pe rădăcinile în creștere.

Trebuie menționat însă că absorbția de apă și nutrienți este un proces extrem de dinamic și complex, influențat în continuare de o serie de alți factori, inclusiv temperatura solului, arhitectura rădăcinilor, adâncimea și tipul rădăcinii, densitatea și porozitatea solului și nu în ultimul rând bolile rădăcinilor.

Dacă combinăm capacitatea solurilor de stocare a apei disponibilă plantelor cu adâncimea tipică de înrădăcinare care depinde de sol, se poate estima cantitatea absolută de apă disponibilă pentru plante (tab. 7.1). De exemplu, în nisip este dificil să pătrundă rădăcinile din cauza lipsei de porozitate stabilă, în comparație cu solurile mai bine structurate cu pori stabili (adesea din activități biotice, cum ar fi de la râme).

Cererea în creștere de apă a culturilor este cuprinsă între 200 și 600 kg apă pentru 1 kg de biomasă uscată. Astfel, pentru un randament optim al plantelor de cultură este necesară o cantitate de precipitații (distribuite mai mult sau mai puțin în mod regulat, de aproximativ 300-500 mm) în diferite fenofaze de creștere a culturilor.

Cerințele de apă pentru acumularea de biomasă a unei singure plante este determinată de coeficientul său de transpirație. În schimb, consumul total de apă al unui câmp de cultură (inclusiv evaporarea neproductivă) aferent obținerii randamentului optim a culturilor este definit de termenul de amprenta de apă a culturii sau de productivitatea apei (amprenta de apă verde este apa provenită din precipitații și amprenta de apă albastră din irigare).

Deoarece plantele extrag apa din sol prin sistemul lor radicular, conținutul de apă din sol la adâncimea de înrădăcinare va scădea în general în perioada de creștere intensă din vară. În funcție de capacitatea de stocare a apei din sol disponibilă plantelor, conținutul de apă al solului se va apropia adesea de punctul de ofilire în perioadele uscate și va fi completat parțial în timpul episoadelor de ploaie.

Tabelul 7.1 Adâncimea eficientă a rădăcinii și apa disponibilă pentru plante în funcție de tipul solului (Lalic, 2018)

Atunci când conținutul de apă din sol disponibil unei culturi în creștere se apropie de punctul de ofilire absorbția apei la nivelul rădăcinilor durează mai mult timp, datorită creșterii rezistenței de reținere a apei de sol. În acest caz, plantele sesizează stresul indus de secetă, prezentând reacții tipice, cum ar fi închiderea stomatelor în timpul zilei sau ofilirea frunzelor.

Evaporarea și transpirația solului (evapotranspirația)

Echilibrul sol-apă al etajului foliar a unei culturi în schimbare sau în creștere este determinat prin evaporare și respectiv transpirație.

Ponderea de evaporare a apei la nivelul solului în raport cu transpirația raportată la evapotranspirația totală a unei culturi de câmp se modifică în funcție de biomasa foliară responsabilă de transpirație. (Fig. 7.5).

Figura 7.5 Fluctuațiile evapotranspirației (evaporare și transpirație) în perioada de creștere pentru o cultură anuală de câmp (Allen și colab., 1998, Lalic, 2018).

FENOLOGIE vegetală

CAPITOLUL 8

FENOLOGIA PLANTELOR

Introducere

„Fenologie” derivă din cuvântul grecesc phainesthai care înseamnă să apară și descrie evenimentele ciclului de viață a plantelor și animalelor influențate de schimbările periodice de mediu, în special durata zilei, radiațiile solare, temperatura și precipitațiile, care pot interacționa în diferite combinații.

Temperatura este cel mai important parametru al fenologiei plantelor în climatele temperate, deoarece temperaturile crescute duc la o dezvoltare mai rapidă a culturilor.

O corelație puternică între dezvoltarea plantelor și temperatura aerului (influențată probabil și de corelația strânsă între temperatură și radiații solare) a fost deja raportată de Reaumur (1735), care inițial a sugerat metoda sumei de temperatură pentru calculul dezvoltării fenologice. De atunci, această observație a constituit baza tuturor modelelor fenologice. Cu toate acestea, observații fenologice existau din timpuri străvechi, cum ar fi în China cu 2000 de ani în urmă, sau în Japonia, unde începutul înfloririi cireșelor a fost înregistrat în mod tradițional de mai multe secole (Nejedlik și Orlandini, 2008).

Condițiile meteorologice care se schimbă sezonier sunt principalele elemente declanșatoare ale fenologiei plantelor sau animalelor (în special a insectelor).

Anotimpurile reproduc mai mult sau mai puțin variațiile climatice anuale, care sunt cauzate în principal de variațiile anuale latitudinale ale energiei solare absorbite de suprafața Pământului și de influența aferentă asupra echilibrului energetic de suprafață. Alți factori, precum distanța față de oceane, influența regimurilor eoliene regionale, curenții oceanici și topografia generală influențează, de asemenea, climatul sezonier la nivel regional.

Evenimentele fenologice și variațiile lor inter-sezoniere și inter-anuale au un impact major asupra ecosistemelor terestre și a societății umane prin modificarea ciclurilor globale ale carbonului, apei și azotului, producția culturilor, durata sezonului de polenizare sau apariția bolilor și dăunătorilor.

Prin urmare, fenologia plantelor de cultură este vitală pentru înțelegerea variațiilor intra și inter-anuale ale proceselor agroecosistemelor. În consecință, multe aplicații cum ar fi: avertizarea diferitelor riscuri la culturi, avertizarea la atacul dăunătorilor și a bolilor, predicția randamentului și modelele de creștere a culturilor trebuie să implementeze modele fenologice ca elemente cheie.

Speciile de plante și animale au răspuns la condițiile climatice din mediul lor de viață de-a lungul istoriei lor evolutive. Prin urmare, fenologia plantelor ca indicator climatic a fost folosită și în trecut în metodele de cartografiere a climei (de exemplu, datorită coincidenței unei clase de climă cu un tip de vegetație tipic într-o regiune).

Cu toate acestea, în trecut, schimbările climatice au fost considerate în mod obișnuit ca un proces relativ lent și treptat, ceea ce a permis un proces lin de adaptare sau înlocuire evolutivă. Astăzi însă, oamenii de știință sunt preocupați de modul în care diferite specii și ecosisteme vor răspunde la recentele rate rapide ale schimbărilor climatice.

Multe specii ale unui anumit ecosistem se adaptează la nișele ecologice cu condiții climatice care au predominat perioade îndelungate de timp și pot fi destul de vulnerabile la actualele modificări climatice. Nu numai că temperaturile în creștere combinate cu tendințele spațial diferite ale precipitațiilor influențează plantele în evoluția lor naturală și mediul, dar afectează și culturile ecosistemelor gestionate în mod direct și indirect.

Creșterea temperaturilor și a altor schimbări climatice au afectat deja ecosistemele de pe toate continentele. Modificările observate includ creșterea perioadelor generale de vegetație și modificările condițiilor de supraîncărcare în climatele temperate. În combinație cu aceste schimbări temporale ale condițiilor de creștere, schimbările spațiale ale climatului și zonelor ecologice, cum ar fi schimbările latitudinale și altitudinale, afectează implicit și condițiile de producție din agricultură.

Observațiile fenologice ale diferitelor plante, cum ar fi strugurii, confirmă dezvoltarea accelerată a plantelor din cauza încălzirii climatice. Astfel, monitorizarea fenologiei servește ca un indicator al ciclului de viață care reflectă impactul vremii asupra vegetației, și care se realizează în multe țări prin observații permanente (de exemplu, în grădini fenologice sau în situri naturale).

Prin urmare, încălzirea climatică a stimulat un interes crescut pentru procesele fenologice ca indicatori pentru impactul schimbărilor climatice. Cu toate acestea, calendarul evenimentelor fenologice este de asemenea important pentru managementul culturilor agricole, cum ar fi programarea măsurilor de fertilizare, protecție a plantelor sau recoltare.

Pe de altă parte, evoluția fenologică a culturilor într-o anumită locație poate fi influențată de diverși alți factori, cum ar fi semănatul, tăierile, irigarea, lucrările solului, fertilizarea și asolamentul culturilor.

Conceptul european de monitorizare fenologică

Baze de date si cercetări fenologice în Europa

Dacă cea mai lungă înregistrare fenologică scrisă își are originea în Japonia la curtea regală din Kyoto (începutul înfloririi cireșelor începând cu anul 705 d.Hr.), cea mai importantă și mai largă tradiție a monitorizării fenologice se găsește în Europa (Menzel 2002). În multe țări există seturi de date pe termen lung, astfel că Europa rămâne o regiune deosebit de potrivită pentru investigarea schimbărilor fenologice, respectiv compararea „adevărului de la sol” cu a datelor satelitare.

Cu toate acestea, informații fenologice există în numeroase țări la nivel local, regional sau național, cu istorii și tradiții de observare destul de diferite. Astfel, mai este nevoie de timp pentru a avea un set de date fenologice omogene la nivel continental necesare pentru diferite aplicații. În mod similar, este imposibil să ofer o imagine de ansamblu completă asupra fenologiei europene.

Rețelele naționale importante actuale sunt comparate cu noi scheme, cum ar fi Calendarul naturii, și cu inițiative internaționale (Grădinile Fenologice Internaționale, Pădurile ICP).

Una dintre cele mai vechi înregistrări fenologice europene este celebrul registru al familiei Marsham din Norfolk 1736–1947 (Sparks și Carey 1995).

Urmărind privirea de ansamblu făcută de Schnelle (1955), prima rețea fenologică a fost creată de Linné (1750-1752) în Suedia. Prima rețea fenologică internațională (europeană) a fost condusă de Societatea Meteorologica Palatina la Mannheim, Germania (1781-1792) și o a doua la fel de celebră de Hoffmann și Ihne (1883-1941).

Schnelle (1955) a rezumat dezvoltarea observațiilor fenologice în Germania, dar a abordat și alte țări, cum ar fi (luând în considerare doar țările europene) Austria, Polonia, Republica Cehă și Slovacia, Rusia, Finlanda, Suedia, Norvegia, Regatul Unit, Olanda, Belgia, Franța, Elveția, Spania, Italia, Grecia și fosta Republică Iugoslavă până la mijlocul secolului trecut.

Rețele internaționale

Grădinile Fenologice Internaționale (IPG) sunt o rețea fenologică unică în Europa, care a fost fondată în 1957 de F. Schnelle și E. Volkert. De atunci, această rețea fost menținută în mod voluntar, coordonată de un președinte (Chmielewski 1999). Ghidurile și caietele cu observații anuale au fost publicate în jurnalul IPG-urilor, Arboreta Phaenologica. În prezent rețeaua este coordonată de Universitatea Humboldt din Berlin (www.agrar.hu-berlin.de/pflanzenbau/agrarmet/ ipg.html ).

Ideea de bază a acestei rețele a fost obținerea de date fenologice comparabile în întreaga Europă prin observarea plantelor (clonelor) identice din punct de vedere genetic, care au crescut permanent în același loc. Astfel, înregistrările nu sunt influențate de coduri genetice diferite ale plantelor, iar variabilitatea și inexactitatea potențială a observațiilor sunt reduse, în comparație cu datele din rețelele fenologice naționale (Baumgartner și Schnelle 1976).

În 1959, prima IPG și-a început observațiile în Offenbach lângă Frankfurt am Main, Germania. Ulterior, s-au stabilit IPG-uri suplimentare cu specii de arbori și arbuști propagați vegetativ în diferite situri din Europa.

Astăzi, aproximativ 50 de IPG înregistrează până la șapte faze fenologice ale 23 de specii de plante (~ 50 de clone). Rețeaua acoperă o suprafață mare de la latitudinea 42 la 69 ° N (Macedonia până în Scandinavia), respectiv de la longitudinea 10 ° W la 27 ° E (Irlanda / nordul Portugaliei până în Finlanda), cuprinzând diferite regiuni climatice din Europa.

Studiile recente care analizează în mod cuprinzător datele IPG-urilor au arătat o prelungire a sezonului de vegetație în Europa, și au corelat datele sateliților și înregistrărilor de CO2 cu modificările temperaturilor de primăvară menționate în Indexul Oscilației din Atlanticul de Nord (NAO) (Menzel 1997; Menzel și Fabian 1999; Menzel 2000; Chmielewski și Rötzer 2001, 2002).

Observații fenologice se fac și la eșantioanele de nivel 2 din Pădurile ICP. Pădurile ICP este programul internațional de cooperare pentru evaluarea și monitorizarea efectelor poluării aerului asupra pădurilor, care a fost lansat în 1985 în cadrul Convenției privind poluarea aerului transfrontalier de lungă durată a Comisiei Economice pentru Europa a Națiunilor Unite.

Pădurile ICP monitorizează starea pădurilor din Europa folosind două nivele de intensitate în monitorizare. Al doilea nivel (așa-numitul nivel 2) funcționează din 1994 în ecosistemele forestiere selectate. Pe aceste arii se determină indici de chimia solului și a soluțiilor solului, nivelul de nutrienți foliari, creșterea, caracteristici meteorologice, vegetația la nivelul solului și nivelul de poluanți atmosferici, pe lângă evaluările anuale ale stării coroanei.

În mod opțional, observațiile fenologice sunt făcute pentru a furniza informații suplimentare despre starea și evoluția arborelui forestier pe parcursul anului.

Din 1999, sunt înregistrate faze fenologice suplimentare pentru a determina trendul stărilor anuale de dezvoltare a arborilor forestieri, și pentru a explica posibilele schimbări în raport cu factorii de mediu, dar și pentru a utiliza aceste cunoștințe în interpretarea modificărilor observate în starea arborilor.

Informații despre această rețea, inclusiv ghidul complet pentru observații fenologice, sunt disponibile la http://www.icp-forests.org/ .

Rețele naționale

În Europa pot fi distinse două tipuri majore de rețele fenologice naționale. În mai multe țări, cum ar fi Albania, Austria, Republica Cehă, Estonia, Germania, Polonia, Rusia, Slovacia, Slovenia, Spania și Elveția, serviciile meteo naționale au derulat observații fenologice în a doua jumătate a secolului XX, iar unele rețele existau deja la începutul secolului XX (Schnelle 1958). Spre deosebire de aceste rețele „tradiționale”, rețelele „mai tinere” au fost (re)înființate recent.

Informațiile de bază privind rețelele fenologice ale țărilor amintite, cum ar fi site-ul web și numărul de observații sunt enumerate în tabelul 8.1 Informațiile fenologice înregistrate sunt utilizate de rețelele de monitorizare sau de doritori externi, în principal pentru cercetarea în agricultură, horticultură (pomicultură/viticultură), silvicultură, ecologie, sănătate umană, precum și pentru diferite evaluări climatice sau evaluarea impactului potențial al schimbărilor globale.

În cele mai multe cazuri, rețelele fenologice ale Serviciilor Meteorologice Naționale sunt datoare să adune informații climatice suplimentare (integrate). Astfel, observațiile plantelor sălbatice au fost folosite pentru a monitoriza anotimpurile fenologice; observațiile agronomice ale diferitelor culturi și fructe, copacii au servit în principal pentru a prezice evoluția creșterii, au furnizat date pentru modelare și au facilitat consultanța agrometeorologică. Alte scopuri includ prognosticul datelor de debut, prognozele polenului, gestionarea riscului de îngheț și monitorizarea daunelor biotice.

Istoria recentă (din 1950 în prezent) și caracteristicile rețelelor prezentate sunt destul de similare: în Germania, Deutscher Wetterdienst în 1949 și Hydrometeorologische Dienst der DDR în 1951 au preluat rețeaua fenologică, care a fost fondată de Reichswetterdienst în 1936 prin combinarea diferitelor rețele fenologice regionale. Din 1991, aceste rețele sunt din nou unificate, iar rețeaua fenologică este administrată de Deutscher Wetterdienst. În același timp, programul de observații fenologice a fost ajustat.

În același timp, programele de observații au fost ajustate în mod similar și în Austria și Elveția, fazele fenologice fiind înregistrate continuu începând cu 1951 în rețelele conduse de serviciile meteo naționale. În Austria, după cel de-al Doilea Război Mondial, a fost construită o nouă rețea fenologică de Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik din Viena, pe scheletul unei rețele mai vechi începute în 1928. Din păcate, numărul stațiilor a scăzut de la aproximativ 500 în anii '70 la 80 în prezent.

Tabelul 8.1. Informații de bază despre identificarea rețelelor fenologice europene selectate

Rețeaua de observații fenologice elvețiană a fost fondată în 1951 și a fost inițial formată din 70 de posturi de observație; programul de observare fenologică a fost ușor modificat în 1996.

Prima înregistrare fenologică din Slovenia este lucrarea lui Scopoli Calendarium Florae Carniolicae din 1761. Colecția de date fenologice modernă a început în 1950/1951 odată cu înființarea unei rețele fenologice în cadrul serviciului Agrometeorologic, datele fiind în principal utilizate pentru cercetare și în agricultură. Rețeaua recentă este formată din 61 de stații fenologice, bine distribuite climatic la nivel regional pe întreg teritoriul Sloveniei. Observațiile sunt efectuate pe specii de plante necultivate (plante erbacee, copaci și tufișuri, trifoi sau ierburi), dar și pe plantele cultivate, cum ar fi culturile de câmp și pomii fructiferi.

În unele regiuni din Slovacia și Cehia au fost de asemenea efectuate observații fenologice pentru o perioadă scurtă de timp în ultima jumătate a secolului al XIX-lea, dar observații fenologice regulate și gestionate unitar nu au început decât în secolul XX. În perioada 1923-1955, programul de observații a cuprins peste 80 de specii de plante (culturi, pomi fructiferi, plante native), dar și câteva păsări migratoare, insecte, precum și date agrotehnice. Din 1956 până în 1985 au fost făcute observații în urma primului ghid de instrucțiuni editat de către Institutul Hidrometeorologic, cu un program extins, care includea de exemplu, observații agrometeorologice și a bolilor de cultură. În 1985/1986 a fost instituit un nou sistem de observare fenologică (inclusiv ghiduri noi) cu trei sub-rețele speciale pentru culturi de câmp, pomi fructiferi și plante forestiere cu stații repartizate în regiunile cu producție agricolă intensivă, în livezi și regiuni viticole și în regiunile forestiere. Acum se fac observații în trei etape de dezvoltare (10%, 50% și 100%).

În Slovacia, unele stații istorice au fost menținute în (așa-numitele) Rețele Fenologice „comune”. În această rețea, observațiile fenologice generale (culturi, pomi fructiferi și viță-de-vie, plante forestiere, păsări migratoare, unele date agro-meteorologice și agrotehnice) sunt făcute de voluntari, spre deosebire de rețelele „speciale”, unde experții (de ex. cu educație agronomică) fac înregistrarea. În 1996, ghidurile pentru observațiile comune sau speciale a plantelor forestiere au fost modificate. Speciile și scala fenofazelor sunt acum foarte apropiate de cele utilizate înainte de 1985.

În Estonia, primul program de observație fenologică științifică (cu mai mult de 30 de specii observate) a fost înființat în grădina botanică a Universității din Tartu în 1869, de către Societatea Naturaliștilor din Estonia (Oettingen 1882). Societatea Naturaliștilor din Estonia a început să organizeze studii fenologice în anii 1920/1930 și un larg program de observație în 1951 (Eilart, 1959). Astăzi, societatea este cel mai activ observator voluntar al plantelor, păsărilor, peștilor, fenologiei și fenomenelor sezoniere din țară (ENS http://www.loodus.ee/lus/). Rețeaua agro-fenologică a Institutul Meteorologic și Hidrometeorologic din Estonia (fondat în 1948) a folosit metode de observare standard similare celor utilizate în fosta URSS. Lista lor de observații era formată din plante agricole, specii selectate de arbori și principalele caracteristici ale mediului fizic. Până în anii 90, 21 de stații erau încă în funcțiune (Ahas 2001), dar acest număr s-a redus până la 10 în 2001 și șase în 2002.

În Polonia, Institutul Hidrometeorologic a funcționat ca o rețea fenologică în perioada 1951-1990 compusă din aproximativ 70 de stații. În manualul de Sokolowska (1980), sunt descrise observații fenologice, iar principalele rezultate sunt raportate de Tomsazewska și Rutkowski (1999).

În Spania, rețeaua fenologică organizată de Institutul Meteorologic Spaniol se caracterizează printr-un număr enorm de stații, specii și faze, dar cu o continuitate mai mică a observațiilor pe site-uri unice.

Royal Meteorological Society a înființat o rețea fenologică națională în Regatul Unit în 1857. Cu toate acestea, dezvoltarea ulterioară a fenologiei britanice a fost destul de diferită de cea continentală a țărilor din Europa Centrală, întrucât rapoartele anuale au fost publicate abia până în 1948. În 1998, Tim Sparks, biolog la Centrul pentru Ecologie și Hidrologie din Cambridge, a început o schemă pilot de revigorare a unei rețele de fenologie în Marea Britanie, care cuprinde atât fazele plantelor, cât și a animalelor. În toamna anului 2000, Woodland Trust s-a unit cu Centrul pentru Ecologie și Hidrologie pentru a promova fenologia pentru un public mult mai larg și mai mare. În 2001, numărul observatorilor înregistrați în Marea Britanie a crescut la peste 11.700, iar până în august 2002 era de 16.809 și continuă să crească, aproximativ jumătate dintre aceștia fiind observatori online. Site-ul Calendarului Naturii (http://www.phenology.org.uk) oferă informații despre speciile observate, o listă online de observații și prezentări grafice ale tendințelor.

În februarie 2001, Universitatea Wageningen și radioul național prin programul VARA Vroege Vogels (păsări timpurii) a început o rețea de monitorizare fenologică în Olanda, numită De Natuurkalender. Această rețea își propunea să crească gradul de înțelegere a schimbărilor la debutul fazelor fenologice, datorate și schimbărilor climatice, pentru sănătatea umană, agricultură sau silvicultură. Alte obiective au fost consolidarea implicării publicului în mediul său natural și dezvoltarea interactivă de programe educaționale pentru copii și adulți. Programul observațiilor include peste 100 de specii de plante, păsări și fluturi cu cel puțin o fenofază per specie. Fenofazele sunt clar definite într-un ghid de observații. Peste 2000 de voluntari abonați la program și-au trimis observațiile prin internet, sau pe tipizate de hârtie sau chiar telefonic pe linia dedicată (Fenolijn) coordonatorilor rețelei. Observatorii și alte persoane potențial interesate sunt informați despre rezultatele observațiilor realizate printr-un un raport săptămânal în timpul programului radio, urmărit de 500.000 de oameni în fiecare duminică dimineață. Mai mult, rețeaua folosește un site web interactiv pentru a oferi feedback direct observatorilor.

Alte rețele fenologice

Această imagine de ansamblu a rețelelor fenologice lasă însă multe regiuni din Europa necompletate, din cauza lipsei rețelelor fenologice actuale în aceste locuri (de exemplu, Portugalia, Grecia). Alte țări au doar rețele locale datorită structurii regionale de cercetare organizate (de exemplu, Italia), rețelele actuale care sunt administrate de alte instituții (de exemplu, Finlanda METLA, Norvegia) sau au în principal rețele istorice (de exemplu Norvegia, Finlanda). Astfel, această imagine de ansamblu nu este una exhaustivă și este destul de sigur că, în multe alte țări, inclusiv țara noastră, au existat sau există rețele naționale sau regionale care încă funcționează.

O evaluare a (OMM) Organizației Meteorologice Mondiale denumită RAVI (un chestionar agro-meteorologic privind observațiile fenologice și rețelele meteo) a dezvăluit că din 28 de țări care au răspuns, doar șase țări (Belgia, Bosnia – Herțegovina, Danemarca, Luxemburg, Portugalia și Regatul Unit) nu au avut o rețea fenologică (agro-meteorologică) coordonată, în timp ce 22 de țări (Armenia, Austria, Croația, Republica Cehă, Estonia, Franța, Germania, Ungaria, Irlanda, Italia, Israel, Letonia, Lituania, Macedonia, Moldova, România, Rusia, Slovacia, Slovenia, Spania, Elveția, Republica Arabă Siriană) au rețele fenologice (OMM 2000). Cu toate acestea, în urma acestei evaluări a OMM, s-a constatat că observațiile fenologice, metodele de observație aplicate, structura rețelelor, sistemele de codare și utilizarea practică a datelor sunt extrem de diverse.

Rețeaua fenologică franceză care a început în 1880 sub patronajul Meteo France poate prezenta observații „căzute în uitare”. Observațiile fenologice au fost raportate continuu până în 1960 pentru majoritatea stațiilor adiacente stațiilor meteorologice, dar doar trei dintre ele și-au continuat observațiile după această dată, ultima oprindu-se în 2002. Concepția acestei rețele era similară cu cea a altor centre europene centrale în funcțiune, întrucât programul de observație a cuprins specii sălbatice perene incluzând copaci (25 specii), culturi (10) și pomi fructiferi (8) și un ghid de instrucțiuni ce a fost furnizat observatorilor pentru a standardiza observațiile. Observațiile sunt păstrate în arhive, dar nu au fost digitalizate. Aceste date nu au fost analizate, decât la începutul funcționării rețelei de către Meteo France (în câteva Annales du Bureau Central Météorologique) care a cartografiat izolat apariția câtorva fenofaze pentru deceniul 1881-1891.

Comunitatea științifică internațională are o listă lungă de cerințe pentru monitorizare. Sunt necesare înregistrări de date continue pe termen lung, de înaltă calitate, cu o documentare bună, multe date auxiliare și adesea mult mai multe.

În general, observațiile sunt făcute de voluntari interesați de natură, în rețele speciale (Slovacia) sau stații speciale (Germania, IPG) sau de experți. În IPG, observațiile sunt făcute pe trei exemplare din fiecare plantă clonă, în timp ce regulile rețelelor naționale descriu modul în care este definită zona de observare și modul în care specimenele/exemplarele trebuie alese în împrejurimile unei stații fenologice.

Sunt dorite exemplare și locații constante, însă numai la arborii din pădurile din Slovenia, arbuști, pomi fructiferi și viță de vie sunt marcați permanent.

Toate rețelele au modele tipizate de hârtie pentru a nota observațiile (chiar și noile rețele consacrate din Marea Britanie și din Olanda nu doresc excluderea înregistrărilor „offline” și a formularelor tipizate). Frecvența solicitată de trimitere a formularelor diferă de la o dată pe an la săptămânal iar informațiile bazate pe eveniment, imediat.

Coerența și calitatea datelor este dificil de evaluat. Majoritatea rețelelor fenologice analizate au ghiduri de monitorizare, cu toate acestea, sunt foarte diferite, de la instrucțiuni noi, disponibile și pe internet (cum ar fi manualul complet al Pădurilor ICP, specii și/sau informații despre fenofază din Calendarul naturii sau Germania Weather Service) sau manuale tipărite substanțiale (Germania Weather Service), la descrierile utilizate de la începutul rețelei (IPG).

Controlul calității datelor constă în cea mai mare parte doar dintr-un simplu control al plauzibilității. Însoțirea informațiilor despre dezastru nu există în acest moment, dar ar putea fi disponibilă în viitor (de exemplu, Pădurile ICP). Politica generală de furnizare a datelor diferă și ea de la țară la țară, majoritatea datelor fiind furnizate numai pe baza unei cereri individuale.

Două inițiative ale Rețelei Fenologice Europene (proiectul EPN) pot facilita cercetarea fenologică în viitorul apropiat. Meta-baza de date va oferi o imagine de ansamblu completă a tuturor rețelelor fenologice din Europa, inclusiv informații despre extinderea spațială și temporală, speciile și clasele monitorizate, coerența datelor, utilizarea datelor și date suplimentare. Codificarea fenofazelor în forma codului BBCH poate ajuta la înțelegerea și descrierea fenofazelor în diferite limbi și ar duce la observații comparabile în toate statele.

Beneficii ale fenologiei

Relația strânsă dintre dezvoltarea plantelor, vreme și climat a determinat Serviciile Meteorologice Naționale ale multor țări să facă și observații fenologice în cadrul rețelelor lor de acoperire. Fenologia este ușor de observat și este un instrument extrem de fiabil pentru detectarea timpurie a modificărilor din biosferă și prin urmare completează măsurătorile instrumentale ale Serviciilor Meteorologice Naționale. Există însă diferite tipuri de rețele fenologice: rețele pur fenologice cu observarea plantelor sălbatice, sisteme de observație agricolă și măsurători ale concentrației de polen cu ajutorul capcanelor de polen etc.

Serviciile meteorologice naționale (NMHS)-urile austriece, estoniene și slovace de exemplu și rețeaua de observații fenologice din Marea Britanie includ, de asemenea, observații despre momentul migrării speciilor de animale, dar și momentul reproducerii.

Observațiile actualizate se referă la mai multe produse generate la SNM. Un exemplu sunt prognozele bolilor și dăunătorilor la culturile agricole ale Serviciului Meteo German. Buletinele care raportează concentrația actuală de polen, precum și evoluția acestora sunt un produs extrem de apreciat de persoanele cu alergii. Mai mult, produsele pentru alergiile induse de polen permit conexiuni importante de afaceri în sectorul medical.

De la început, observațiile fenologice au fost folosite pentru a susține programarea lucrărilor agricole. Rețelele de fenologie agricolă includ observații intense în pomicultură și viticultură. Plantele diferă mult în sensibilitatea lor la îngheț sau dăunători în funcție de starea lor de dezvoltare.

Informațiile privind starea reală a culturilor sunt indispensabile pentru a oferi un sprijin important sub formă de avertismente de îngheț sau recomandări pentru măsurile de combatere a dăunătorilor. Modele de prognoză a atacului de boli și dăunători bazate pe datele meteorologice și fenologice au fost dezvoltate în mai multe țări pentru a spori eficiența costurilor în agricultură (de exemplu, prognozele agrometeorologice furnizate de rețeaua Deutscher Wetterdienst, http://www.dwd.de).

În prezent, fenologia și-a schimbat modul de colectare a observațiilor. Metoda tradițională de preluare date la sol este suprapusă peste datele oferite de sateliți. În acest context, seria lungă de date provenind din rețelele de observare a plantelor și animalelor a devenit foarte valoroasă, iar întreținerea rețelelor de observație a devenit o prioritate mai mare în cadrul serviciilor meteorologice naționale asociate.

Înregistrările fenologice lungi stau la baza mai multor proiecte de cercetare privind schimbările climatice la unele servicii meteorologice naționale. Datorită valorii științifice crescute a fenologiei, aceste proiecte oferă posibilitatea SNM-urilor de a avea acces la finanțarea terților.

Fenologia este un bun instrument pentru a comunica caracteristicile climatice generale, precum și efectele schimbărilor climatice publicului larg. Există un interes major al publicului pentru buletinele fenologice (de exemplu, în Olanda, Vliet și colab., 2003) care indică starea reală a dezvoltării vegetației în timpul perioadei de vegetație. Informațiile referitoare la caracteristicile anului curent (în special la începutul sau la sfârșitul anului), pot crește conștientizarea publicului despre natură și cronologia sa sezonieră și pot acționa ca motivație pentru ca oamenii să observe activ procesele naturale.

Mai mult, fenologia este deja (și ar putea deveni) un subiect și mai important pentru îmbunătățirea activităților de relații publice ale serviciilor meteorologice. Mai multe articole de ziar de-a lungul anului indică relevanța acestui subiect pentru mass-media și interesul public.

Importanța fenologiei pentru studiile privind schimbările climatice este imensă. Numeroase exemple – de la durata sezonului de creștere a copacilor gingko din Japonia până la înflorirea liliacului în SUA sau apariția ghioceilor în Germania – arată că schimbările climatice modifică semnificativ sezonul de primăvară, în special în latitudinile nordice și superior nordice. IPCC (Grupul Interguvernamental privind Schimbările Climatice) a concluzionat în raportul de evaluare din 2011 că multe sisteme fizice și biologice, precum hidrologie, ghețari și zăpadă, vegetație, insecte, păsări și mamifere, reacționează deja la schimbarea temperaturilor. De departe majoritatea acestor reacții se desfășoară în direcția așteptată, adică reflectă relația cunoscută cu temperatura.

Importanța fenologiei constă în eficacitatea acesteia ca instrument de monitorizare a impactului schimbărilor climatice asupra plantelor și animalelor. Unele efecte iminente asupra vegetației includ: (1) schimbări ale perioadei de vegetație spre regiunile polare și altitudini mai mari; (2) modificări ale densității populației și compoziției speciilor; (3) sezoane de creștere mai lungă; și (4) înflorirea timpurie a plantelor, perioadele de reproducere la animale etc. Ultimele două pot fi cele mai bine delimitate prin fenologie. Intervalele la care au loc astfel de evenimente sunt foarte strâns legate de climă și condițiile meteorologice, în special de temperatură primăvara și vara.

Spre deosebire de modificarea schimbărilor de rază de acțiune sau modificarea compoziției ecosistemelor, care pot fi confundate de alți factori, cum ar fi schimbarea de utilizare a terenului sau fragmentarea habitatului, temperatura este factorul crucial de influență. Astfel, fenologia este probabil cel mai simplu și mai eficient mod de a observa efectele schimbărilor de temperatură și în consecință, fenologia a devenit un instrument important în cercetarea globală a schimbărilor climatice.

Utilizarea fenologiei ca indicator biologic al schimbărilor climatice presupune: (1) analiza cantitativă precisă a modificărilor din seriile de timp fenologice; (2) o relație cunoscută cu temperatura; sau (3) o schimbare analogă a seriei de temperatură corespunzătoare în timp.

În cazurile în care seriile fenologice depășesc cu mult perioada de măsurare meteorologică instrumentală, cum ar fi cele mai vechi serii cunoscute, care provin din Kyoto în Japonia sau observațiile familiei Marsham din Norfolk, Marea Britanie, descoperirile observate la plante pot fi de asemenea luate. ca date înlocuitoare pentru temperaturi. Înregistrările păstrate împreună cu recoltarea strugurilor în Franța, Elveția și Renania Germană din 1480 sunt exemple elocvente, ceea ce permite o evaluare a trendului temperaturii medii în perioada de vegetație. Modificările raportate în fenologia plantelor sunt destul de uniforme, cu numeroase studii care indică faptul că debutul creșterii plantelor în latitudinile medii și mai mari ale emisferei nordice a devenit mai devreme în primăvară, sezonul de creștere a devenit mai lung și sezonul de reproducere începe mai devreme.

Rețeaua Europeană de Fenologie a fost creată ca o platformă pentru fenologi pentru schimbul de date, informații și activități de rețea (http://www.dow.wau.nl/msa/epn/). Programul GLOBE (Global Learning and Observations to Benefit the Environment, www.globe.gov ) fondat în 1998, a recunoscut valoarea observațiilor fenologice în educație și încurajează studenții să ia măsurători științific valabile în domeniile atmosferei, hidrologiei, solurilor și acoperirii cu vegetație în teren, fenologie care combină cercetarea științifică cu educația. În Australia, Universitatea Macquarie a dezvoltat un site web care, poate servi drept nucleu pentru o rețea de colectare și colaborare, cu observații fenologice de înflorire și fructificare a observatorilor din Australia (http://www.bio.mq.edu.au/ecology/BioWatch). Cu toate acestea, trebuie să recunoaștem faptul că rețelele fenologice sunt mai bine dezvoltate în țările din emisfera nordică în special, comparativ cu emisfera sudică unde situația nu este la fel.

Fazele (evenimentele) fenologice reflectă, împreună cu alte condiții de mediu și factori genetici, caracteristicile climatului. În consecință, o serie lungă de observații fenologice pot fi utilizate pentru a detecta variabilitatea climatică și/sau schimbările climatice. Răspunsul semnificativ al evenimentelor ciclului de viață la schimbările globale a provocat o creștere puternică a interesului pentru procesele fenologice ca bio-indicator al impactului schimbărilor climatice. Cu toate acestea, calendarul propriu-zis al evenimentelor fenologice este de asemenea important pentru alte aspecte din educație, agricultură, sănătatea umană, turism și recreere, bio-diversitate și ecologie.(Tabelul 8.2)

Tabelul 8.2. Aplicații ale fenologiei

Sursa Rețeaua Europeană de Fenologie

Perioada de vegetație și fazele fenologice

La latitudini diferite, durata perioadei de vegetație este strâns legată de temperatură și radiațiile solare. Când raportăm temperaturi medii lunare > 10°C ca indicator pentru durata perioadei de vegetație la latitudine, se poate observa cea mai puternică creștere a lungimii zilei în perioada de vegetație, în special între 40° și 60° latitudine (Fig. 8.1). În consecință, perioada de vegetație de 12 luni la Ecuator scade la doar câteva luni, pe măsură ce ne îndreptăm spre poli. De asemenea, temperatura medie pe perioada de vegetație scade de la Ecuator spre latitudini mai mari.

Plantele naturale sunt în mod normal bine adaptate la climatele locale datorită procesului evolutiv, prin care cerințele lor sezoniere pentru condiții de creștere se potrivesc bine schimbărilor sezoniere medii ale climatului local (de exemplu, radiațiile sezoniere și temperatură). Dacă plantele sunt transferate în alte tipuri de climă și la latitudini cu alte caracteristici sezoniere, această adaptare a lor s-ar putea pierde, ceea ce înseamnă că condițiile locale de creștere nu mai pot fi utilizate într-un mod optim. Prin urmare, planta își va pierde productivitatea și va fi mai puțin competitivă în raport cu alte specii de plante locale.

Figura 8.1 Lungimea perioadei de vegetație

(3, definită ca > 10°C temperatura lunară medie), temperatura medie lunară (2) și durata zilei în ore (1) în funcție de latitudine (Lalic, 2018).

De exemplu, dacă o plantă adaptată la latitudinile medii calde este transferată într-o locație mai răcoroasă la o latitudine mai mare, limitarea temperaturii ar putea determina ca acesta să-și înceapă dezvoltarea prea târziu, iar sezonul de creștere mai scurt o va împiedica să-și termine ciclul de dezvoltare (Fig. 8.2 sus).

În schimb, plantele care sunt adaptate la temperaturi scăzute își încep perioada de vegetație în condiții mai calde la latitudini mai mici, dezvoltându-se mai repede și prin urmare își finalizează perioada de vegetație prea devreme (Fig. 8.2 jos), ceea ce duce la pierderea productivității plantelor deoarece au mai puțin timp pentru acumulare de biomasă.

Acest efect este binecunoscut în cazul unor cereale, cum este grâul de toamnă, care are cea mai mare productivitate în climatele nord-europene, productivitatea scăzând la latitudini mai mici, unde temperaturile medii sunt peste cele optime.

Pe de altă parte, plantele (chiar și cultivarele) a căror evoluție fenologică este determinată suplimentar și de lungimea zilei (reacția fotoperiodică, plantele de zi scurtă și lungă) ar putea să nu poată atinge etapa generativă în condițiile lungimii de zi modificate de perioada de creștere temperată.

Exemple de culturi agricole ar fi soia – plantă tipică zilelor scurte care necesită zile scurte pentru a ajunge la faza generativă pentru înflorirea și producerea semințelor) și diferite legume, cum ar fi salata verde (care are nevoie de zile lungi pentru a-și menține perioada vegetativă și a produce frunze cât mai mari ca produs recoltat).

Alte plante precum stejarul, sfecla de zahăr și cartoful prezintă, de asemenea, reacții similare în raport cu durata zilei; totuși, acestea sunt specifice cultivarului și sunt optimizate prin ameliorare pentru latitudinile dorite.

Figura 8.2 Cerințele de temperatură sezonieră a ecotipului de cultură (WE, CE) în comparație cu temperaturile sezoniere ale latitudinilor înalte și mijlocii.

În stânga sus: Ecotip cald (WE) neadaptat climatului rece de mare latitudine (CC); în dreapta sus: Suntem bine adaptați la clima caldă de la latitudinea mijlocie (WC);

În stângă jos: Ecotip rece (CE) bine adaptat la CC la latitudini mari; partea dreaptă jos: CE nu este adaptat la WC-ul latitudinii medii (schematic, Bünning, 1953).

În concluzie, modificările sezoniere ale fenologiei sunt determinate în principal de următoarele variabile de mediu:

• variații în lungimea zilei sau durata de iluminare;

• temperatura (inclusiv extremele);

• cantitatea de precipitații și perioadele de secetă (în special în ceea ce privește distribuția lor);

• alți factori de control al vieții (stres de orice natură).

Clasificarea fenofazelor

Pentru a descrie fazele fenologice ale plantelor, au fost dezvoltate mai multe scheme de clasificare, care sunt utilizate pentru observațiile fenologice. Doar pe baza unei scări/scheme de clasificare fenologică se pot compara sistematic observațiile fenologice din ani sau situri diferite și seturile de date fenologice pot fi interpretate independent de orice observator.

În ultimele decenii, a fost recomandată utilizarea așa-numitului cod BBCH extins (Meier, 1997; 2003, 2009). Pe baza codului cerealelor Zadok (Zadok și colab., 1974), acest sistem poate fi utilizat pentru codificarea uniformă a stadiilor de creștere fenologic similare ale tuturor speciilor de plante mono și dicotiledonate.

Codul BBCH (Tabelul 8.1) folosește o scară generală, astfel încât poate fi aplicat și plantelor pentru care nu este disponibilă o scară specială. Caracteristicile morfologice externe clare și ușor de recunoscut sunt utilizate pentru a descrie principalele etape de dezvoltare fenologică (cu durată mai lungă), numite stadiile principale de creștere. Etapele secundare de creștere definesc stadii mai scurte de dezvoltare.

Indicii agroclimatici sunt folosiți pentru a evalua cantitativ resursele disponibile pentru diferitele nevoi agricole și pentru evaluarea riscurilor sau instrumentelor de avertizare aferente. Aceste nevoi sunt determinate de procesele fiziologice ale plantelor care depind puternic de respectivii factori în etapele fenologice sau dezvoltare.

Așadar principalii factori climatici ai dezvoltării plantelor sunt temperatura și durata zilei, în timp ce disponibilitatea radiațiilor active fotosintetice, a apei și a substanțelor nutritive limitează acumularea de biomasă a plantelor (creșterea).

Tabelul 8.1: Codul BBCH pentru cereale (Meier, 1997).

Indicii care caracterizează dezvoltarea plantelor pot furniza informații indirecte despre impactul variabilității climatice și despre condițiile pentru creșterea în continuare a plantelor. Dincolo de indicii standard, indicii specifici se concentrează pe răspunsurile plantelor la intemperii, obținute fie din modele statistice fie din simulare. Toate principiile de bază ale indicilor și modelelor fenologice se bazează pe relația strânsă dintre temperatură și creșterea și dezvoltarea plantelor.

Evoluția fenologică a plantelor poate fi comparată atât pe scară spațială cât și pe cea temporală.

Comparațiile pe scările spațiale din aceeași perioadă pot ajuta la identificarea variațiilor climatelor regionale pe suprafețe mai mari sau mai mici.

Comparațiile pe scară temporală oferă informații importante cu privire la răspunsurile plantelor, care ajută, de exemplu, amelioratorii să identifice indivizii rezistenți la stres abiotic.

Comparațiile dintre un singur an sau o perioadă de mai mulți ani pot oferi cunoștințe cu privire la răspunsurile importante ale culturilor, cum ar fi producția și calitatea randamentului (de exemplu, cantitatea și calitatea proteinelor din cereale sau calitatea anuală a vinului). De asemenea, pot furniza informații despre tendințele în fazele fenologice, cu implicații importante în managementul culturilor (de exemplu, momentul fertilizării, combaterii buruienilor sau dăunătorilor sau recoltarea).

Variațiile inter-anuale ale climatului local și fenologia culturilor pot fi cauzate de mai mulți factori, inclusiv de cei induși de oameni, cum ar fi manipularea microclimatică prin măsuri antropice (irigare, înființarea perdelelor de vânt etc.).

Mai mult, monitorizarea duratei perioadei de vegetație prin înregistrarea modificărilor fenologice îi ajută pe oamenii de știință să se documenteze și să înțeleagă mai bine vremurile noastre atât de schimbătoare de la an la an sau schimbările climatice pe parcursul a numeroase decenii.

Fenologia dăunătorilor și bolilor

Bolile, cum ar fi cele cauzate de ciuperci, au cicluri de viață care sunt adesea coordonate cu fazele fenologice ale gazdelor lor (de ex. culturile agricole). Pe de altă parte, aceștia răspund în dezvoltarea lor la factori meteorologici și climatici, cum ar fi umezeala, lumina și temperatura. Așadar este posibilă crearea a diferiți algoritmi și modele pentru dezvoltarea dăunătorilor și bolilor, care pot fi utilizate pe scară largă pentru avertizarea și gestionarea dăunătorilor în practica agricolă

Principala abordare utilizată pentru calculul dezvoltării culturilor (fenologie) se bazează pe metoda sumei temperaturii aerului (numită și gradele creșterii pe zile). În această abordare, temperatura medie zilnică peste o anumită valoare a temperaturii de bază (la care începe activitatea de creștere a plantelor în discuție) se adaugă la perioada de creștere.

Pentru majoritatea culturilor, temperatura de bază este definită între intervalul +5 ° C și +10 ° C. Apariția unor faze fenologice specifice (cum ar fi începutul înfloririi sau maturitatea fiziologică) sunt determinate în principal de sume de temperatură (dar pot contribui și alți factori, cum ar fi durata zilei sau stresul indus de mediu).

Trebuie luat în considerare faptul că temperatura aerului poate avea efecte diferite asupra dezvoltării fenologice în diferite faze fenologice, în special între fenofazele vegetative și cele generative. Există, de asemenea, diferențe între ecotipurile plantelor și cultivare, ceea ce înseamnă că modelele fenologice trebuie riguros calibrate folosind observații fenologice și măsurători ale temperaturii aerului pe mai mulți (> 10) ani înainte de a putea fi aplicate.

Forma simplă a metodei sume de temperaturi, așa cum spuneam, are așadar unele dezavantaje:

• temperatura biologică trebuie recalibrată pentru diferite plante, culturi, medii;

• impactul temperaturilor ridicate este adesea supraestimat (scăderea treptată a răspunsului la temperaturi mai ridicate);

• nu are în vedere:

a. potențialele schimbări ale reacțiilor la temperatură ale dezvoltării fenologice în perioada de creștere;

b. efectele temperaturilor maxime și minime zilnice și amplitudinea zilnică a temperaturii;

c. efectele sezoniere, cum ar fi impactul episoadelor de frig și căldură și diverse combinații de anotimpuri reci/calde;

d. alte efecte asupra fenologiei culturilor precum seceta sau stresul nutrițional.

Având în vedere gradul ridicat de simplificare a ecuației de bază, au fost dezvoltate câteva ecuații de temperatură mai complexe (cum ar fi cele care includ efectele temperaturii extreme) și ecuații specifice ale culturii (cum ar fi pentru struguri de exemplu). Un exemplu de indice binecunoscut specific viței de vie este indicele HUGLIN (Huglin, 1986), care ia în considerare suma temperaturii mediei zilnice și a temperaturilor maxime pe perioada de creștere a strugurilor, folosind o temperatură de bază de 10°C. Aceasta poate fi de exemplu ușor adaptată cerințelor diferitelor soiuri de struguri. Totuși, acest indice nu are în vedere condițiile de supraîncărcare cu rod și riscul de îngheț pentru struguri.

Efectele temperaturilor scăzute asupra fazelor fenologice

În regiunile temperate cum este și cazul țării noastre, multe plante sau culturi de toamnă au cerințe de temperatură scăzută în corespondență cu mecanismele fiziologice complexe bazate pe genetică pentru reglarea stării de repaus în perioada rece de iarnă, când nu este posibilă creșterea și este necesară o anumită rezistență la îngheț.

Perioada de repaus/latență este o necesitate și cerință a culturilor și plantelor care iernează pentru a supraviețui episoadelor de frig.

În funcție de tipul plantelor, cerințele pentru temperatură scăzută se numește fie necesarul de frig/răcire (utilizat pentru plantele permanente, cum ar fi livezile), fie vernalizare/iarovizare (utilizat pentru culturile anuale de toamnă cum sunt cerealele).

Aceste cerințe de temperatură scăzută sunt necesare dormanței în special pentru momentul din primăvară, când este inițiată creșterea activă – fie sub formă de alungire a frunzelor/paiului în culturile anuale (cereale), fie la înmulțirea semințelor sau formare a mugurilor în livezi – precum și pentru inițierea înfloririi în perioada de creștere următoare. Durata zilei (prin efectele fotoperiodice) poate influența, de asemenea, aceste procese.

Cererea pentru temperaturi scăzute pozitive a culturilor în perioada de iarnă se situează în principal în intervalul 0 °C – 10 °C pentru o anumită perioadă de timp.

Există diferențe mari de cerințe de temperatură în perioada de creștere între tipurile de plante, ecotipuri și cultivare.

Cererea pentru temperaturi scăzute poate fi de asemenea calculată prin metode de sumă de temperatură, pentru livezi în ore (ore de frig) și pentru alte culturi, cum ar fi cerealele (vernalizarea) în zile (folosind temperaturi medii zilnice sub 10 °C de exemplu).

Necesarul de răcire este estimat prin suma unităților de oră de răcire pe timpul iernii, începând cu 1 septembrie (emisfera nordică) și pe baza datelor de temperatură pe oră.

Dormanța sau repausul poate fi întrerupt de perioadele calde din timpul iernii și reluată la revenirea temperaturilor mai scăzute.

Cu toate acestea, odată ce s-a produs explozia mugurilor (în livezi și viță de vie) sau a început o creștere activă primăvara (în culturile de iarnă), nu poate fi reluată starea de repaus. Din acel moment, metoda sumei de temperatură (sau metoda forțării) poate fi aplicată doar pentru a calcula sincronizarea fazelor fenologice ulterioare, cum ar fi perioada de înflorire.

Modelarea fenologică

Modelarea fenologică are o istorie lungă începând din 1735 cu o primă publicare de Reaumur. Acesta a sugerat că diferențele dintre ani și locații în producerea evenimentelor fenologice ar putea fi explicate prin diferențele de temperaturi zilnice de la o dată arbitrară până la data evenimentului fenologic considerat. Aceasta este și rămâne încă cea mai importantă ipoteză în modelarea fenologiei vegetale.

Principalele progrese în modelarea fenologiei au avut loc la sfârșitul secolului XX (tabelul 8.3.) din două motive principale:

revoluția în informatică și

preocupările cu privire la schimbările climatice globale.

Se preconizează că încălzirea globală va avea impact major asupra funcțiilor plantelor și a stării de lor de sănătate, deoarece temperaturile crescânde vor modifica calendarul evenimentelor fenologice.

Majoritatea modelelor de fenologie ale plantelor prezic înfrunzirea (desfășurarea frunzelor), înflorirea sau maturizarea fructelor (tabelul 1), dar niciun model nu poate prevedea colorația frunzelor până în prezent. Apariția frunzelor și înflorirea sunt cele mai răspândite fenofaze, deoarece timpul acestor evenimente poate fi observat cu exactitate. Nu același lucru se întâmplă însă pentru maturarea fructelor și schimbarea culorii frunzelor de exemplu.

În plus, înfrunzirea sau desfășurarea frunzelor este importantă pentru modelele de productivitate vegetală primară. Majoritatea modelelor de fenologie au fost dezvoltate pentru specii de arbori, și mai puțin pentru speciile ierboase (Tabelul 8.3.).

Multe studii de modelare fenologică se concentrează pe biota temperată comparativ cu biota boreală, tropicală sau subtropicală (Kupias și Mäkinen 1980; Phillipp et al. 1990; Reich 1994; Thorhallsdottir 1998).

Observațiile fenologice utilizate pentru dezvoltarea modelelor de fenologie au două origini principale: observații istorice în populațiile sălbatice sau grădinile fenologice și rezultate experimentale (tabelul 8.3). Ambele tipuri de date sunt utile pentru modelarea fenologiei, dar implică metodologii diferite după cum spuneam anterior.

Tabelul 8.3. Clasificarea studiilor de modelare a fenologiei în funcție de fenofază, speciile studiate și tipul de observații utilizate (După Schwarz, 2003)

DESCRIEREA MODELELOR FENOLOGICE A PLANTELOR

Reaumur (1735) a introdus pentru prima dată conceptul de suma gradelor zilnice, adică temperaturile medii zilnice acumulate între o dată arbitrară de debut și data unui eveniment fenologic observat. Reaumur a arătat că data de recoltare târzie a recoltelor și strugurilor în 1735 a avut o sumă mai mică de grade zilnice în aprilie, mai și iunie decât în ​​1734, an care a avut recoltele mai timpurii. El și-a dat seama că o plantă se dezvoltă mai repede la o temperatură mai ridicată, reducând astfel intervalul dintre semănatul și recoltarea culturilor, sau înflorirea și recoltarea viței de vie. El a propus ca dezvoltarea plantelor să fie relaționată cu suma temperaturilor în timp și nu cu temperatura din timpul evenimentului fenologic în sine. În multe studii efectuate de Reaumur, temperatura acumulată este recunoscută drept principalul factor care influențează variația de la an la an a fenologiei plantelor. Dovada rolului fotoperioadei în fenologia arborilor este conflictuală, în funcție de specie și locația plantei (Heide 1993; Kramer 2000; Falusi și Calamassi 1996). Cu toate acestea, fotoperioda fără interacțiunea cu temperatura nu poate explica variabilitatea anuală a fenologiei într-o anumită locație, deoarece fotoperioada este aceeași în fiecare an.

Există trei tipuri principale de modele fenologice: modelele teoretice, statistice și mecanice. Modelele teoretice se bazează pe schimbul cost/beneficiu al fazei vegetative pentru a optimiza achiziția de resurse (Kikuzawa 1991, 1995a, 1995b, 1996; Kikuzawa și Kudo 1995), aceste modele fiind concepute pentru a înțelege evoluția strategiilor de înfrunzire la arbori, mai degrabă decât variația anuală a fenologiei vegetale. Modelele statistice de fenologie raportează calendarul evenimentelor fenologice corelate de factorii climatici. Parametrii modelului sunt estimați din date empirice folosind diferite metode de prelucrare statistică. În timp ce aceste modele pot să nu ia în considerare anumite procese biologice specifice, unele sunt mai “mecanice” decât altele.

Modelele statistice sunt foarte variate. Unele sunt corelații simple cu temperatura medie în diferite perioade ale anului (Boyer 1973; Spieksma și colab. 1995; Emberlin și colab., 1997), altele sunt mai complexe (Schwartz și Marotz 1986, 1988; Schwartz 1997, 1998, 1999). În special modelul Indexului de primăvară (Schwartz și Marotz 1986, 1988; Schwartz 1997) a fost utilizat cu succes pentru a prezice începutul sezonului de creștere în Statele Unite.

Modelele mecanice descriu formal relațiile cauză-efect cunoscute între procesele biologice și unii factori motori din mediul plantei. Noile relații ar trebui permise într-un model mecanic doar dacă sunt disponibile informații despre impactul lor asupra procesului. Este important de menționat că parametrii modelelor mecanice au dimensiuni fizice care, în principiu, pot fi măsurate direct în loc să fie estimate prin prelucrare. Cu toate acestea, acest lucru este rar posibil în modelele de fenologie. Deoarece majoritatea modelelor descrise în literatura de specialitate sunt de acest tip, alineatele următoare oferă o imagine de ansamblu detaliată a ipotezelor și formulării acestora.

Dovezile experimentale arată că dormanța (repausul) este întreruptă înainte ca plantele să intre în faza de stare activă în timpul căreia rata dezvoltării ontogenetice crește odată cu creșterea temperaturii (Lamb 1948; Landsberg 1974; Campbell și Sugano 1975; Cannell și Smith 1983).

Temperatura este implicată de asemenea în întreruperea repausului, deși într-o manieră diferită, adică sunt necesare temperaturi mai scăzute. Acesta este motivul pentru care amintim de „cerința de răcire/refrigerare” (Sarvas 1974; Hänninen 1990b). Rata de dezvoltare în ambele situații este legată de temperatură în multe moduri, de obicei numită fază de răcire sau forțare.

Cinci modele mecanice de fenologie iau în considerare latența: (1) modelul secvențial, (2) modelul paralel, (3) modelul alternativ, (4) modelul Deepening Rest și (5) modelul Four Phases.

Modelul secvențial presupune că forțarea (temperaturilor) calde nu este eficientă cu excepția cazului în care sunt îndeplinite cerințele de răcire, deoarece plantele nu au competența de a răspunde la forțarea temperaturilor, atât timp cât nu sunt îndeplinite cerințele de răcire. Modelul paralel presupune că forțarea temperaturilor este activă simultan cu temperaturile de răcire. Modelul alternativ presupune o relație exponențială negativă între suma unităților de forțare necesare pentru finalizarea repausului și suma unităților de răcire primite. Modelul de patru faze presupune trei faze de repaus (pre-repaus, repausul propriu zis și post-repaus) înainte de trecerea la viață activă.

Acest lucru este exprimat printr-o creștere a pragului de temperatură pentru forțare în timpul pre-repausului și un prag de temperatură în scădere pentru forțarea în timpul post-repausului, iar mugurii nu vor răspunde deloc la forțarea temperaturii din timpul repausului propriu zis.

CONSIDERAȚII METODOLOGICE

Problema critică a modelelor de fenologie mecanică este că biochimia de bază și biofizica în timpul dormanței nu sunt cunoscute în prezent. Procesul de ieșire din dormanță/repaus rămâne o cutie neagră în modelele de fenologie mecanică, deoarece nu avem o metodă de măsurare directă a stării de dezvoltare în timpul dormanței. Astfel nu se pot face măsurători directe ale valorilor parametrilor modelului. Pentru obținerea valorilor estimate ale parametrilor sunt utilizate două abordări: abordarea experimentală, care analizează răspunsul la temperatură al creșterii și dezvoltării mugurilor în condiții controlate; și abordarea statistică, care estimează valorile parametrilor modelelor folosind tehnici statistice de obținere a modelelor.

Abordarea experimentală

Abordarea experimentală constă în efectuarea de experiențe pentru a analiza mecanismele de bază ale răspunsurilor fenologice, un mecanism odată. Sarvas (1972) a determinat experimental răspunsul la temperatură a ritmului de dezvoltare în timpul repausului, folosind observarea meiozei în celulele de polen de la mai multe specii de arbori forestieri. El a observat că timpul de dezvoltare, adică timpul necesar în medie pentru a trece de la o fază meiotică la alta, scade exponențial odată cu creșterea temperaturii de incubație. Astfel, rata de dezvoltare crește sigmoidal cu temperatura. El a testat modelul pe momentul înfloririi în zonele de observație forestieră. Deși modelul timpului termic cu o temperatură de prag de + 5oC se apropie destul de bine de răspunsul temperaturii măsurate în laborator, Sarvas (1972) a constatat că dezvoltarea ontogenetică poate avea loc între –3 °C și + 5oC. Întrucât procesele fiziologice ale dormanței nu erau și încă nu sunt pe deplin cunoscute, Sarvas (1974) a determinat progresul dormanței în mod indirect folosind teste de reglare în care s-au crescut răsaduri în condiții de forțare care favorizează creșterea după o perioadă în condiții de răcire. Atât durata, cât și temperaturile în timpul condițiilor de răcire au fost variate sistematic. Sarvas a constatat că durata de răcire necesară pentru finalizarea repausului a fost cea mai scurtă la + 3,5oC, deci rata de dezvoltare (rata de pauză a dormanței) a fost cea mai mare la această temperatură. Aceste rezultate au dus la răspunsul temperaturii în formă de clopot Gauss (maxim la 3,5 °C) propus pentru rata de întrerupere a dormanței. O abordare experimentală a fost utilizată și de Hänninen (1990b), care a dezvoltat o primă versiune a modelului unificat pentru comparații diverse și ipoteze ale modelului, referitoare la efectele frigului asupra răspunsului mugurilor la forțarea temperaturilor. Conform rezultatelor lui Hänninen pe răsadurile de molid și pin de Norvegia, efectele s-au încadrat între ipotezele modelului secvențial și paralel.

Abordarea statistică

Abordarea statistică estimează valorile parametrilor cu tehnici de „potrivire” a modelelor statistice. În această abordare, datele de câmp sau experimentale privind calendarul evenimentului fenologic sunt legate de datele de temperatură ale aerului culese în aceeași locație înainte de eveniment. Au fost utilizate două tehnici, ambele estimând parametrii folosind metoda celor mai mici pătrate reziduale.

Cea mai ușoară metodă este să fixăm un singur parametru la o valoare dată și să găsim valoarea parametrului liber care să minimizeze suma pătratelor reziduale. Toți parametrii sunt variați în acest fel, unul după altul. Această tehnică are mai multe limite, cel mai important

un număr finit de valori ale parametrilor poate fi testat,

valorile parametrilor sunt estimate independent unele față de altele, deși de obicei nu sunt independente,

funcția cu cele mai mici pătrate poate avea mai multe optime locale și este aproape imposibil să găsești optimul global fără o căutare sistematică.

Metode mai eficiente constă în estimarea tuturor parametrilor simultan folosind algoritmi de optimizare. Algoritmii tradiționali pentru optimizare, de ex. metodele Downhill Simplex, Newton (Press și colab., 1989) converg totuși spre optimul global (Kramer 1994b; Chuine și colab., 1998, 1999). Metoda simulată de normalizare este mai eficientă în acest sens (Chuine și colab., 1998, 1999), deoarece este special concepută pentru funcții cu optime multiple.

Cu toate acestea, estimarea exactă a parametrilor nu este suficientă, în special în cazul modelelor de fenologie, unde precizia predicției este deosebit de importantă, deoarece aceste modele trebuie să prezică fenologia viitoare în anul următor (de exemplu, pentru gestionarea livezilor) sau în următoarele secole (de exemplu, pentru evaluarea impactului încălzirii globale). O metodă de testare adecvată este validarea încrucișată (Chatfield 1988). În cazul validării încrucișate, modelul este testat comparând predicțiile sale la observațiile care nu sunt utilizate la întocmirea modelului.

Cu toate acestea, această metodă mare consumatoare de date nu este întotdeauna posibilă, împărțirea setului de date în două părți, una pentru a se potrivi modelului, cealaltă pentru a testa exactitatea predicției sale nefiind posibilă. Discuția arată că estimările parametrilor modelelor fenologice pot fi dezvoltate cu două abordări destul de diferite. O abordare experimentală utilizează detaliat atât datele unui laborator ecofiziologic sau experimente de seră. Acesta este un proces care consumă timp. Deoarece parametrii modelului pot fi sub control genetic, aceștia trebuie măsurați pentru diferite populații. Abordarea statistică este mult mai rapidă, cu condiția să fie disponibile înregistrări fenologice și de temperatură suficient de lungi ca timp și dacă sunt utilizate metode statistice adecvate. Cu toate acestea, poate fi o abordare prea dură și o combinație a celor două (experimentale și statistice) este probabil cea mai bună soluție pentru a obține modele precise și realiste.

APLICAȚIILE MODELELOR FENOLOGICE LA PLANTE

Modelele de fenologie vegetală sunt instrumente importante într-o gamă largă de sfere precum:

(1) prezicerea impactului încălzirii globale asupra fenologiei speciilor sălbatice și cultivate,

(2) îmbunătățirea modelelor de productivitate,

(3) prezicerea apariției polenului în atmosferă și, astfel, apariția alergiilor la polen și

(4) sprijinul silvicultorilor și mai ales al fermierilor în deciziile de gestionare, cum ar fi selectarea speciilor pentru reîmpădurire și pentru a preveni deteriorarea pomilor fructiferi prin îngheț. În continuare voi descrie câteva dintre aceste aplicații.

Modelarea rezistenței la îngheț

Modelele fenologice ale înfrunzirii au fost frecvent aplicate pentru a evalua riscul de deteriorare a plantelor perene la îngheț (Linkosalo și colab. 2000). Dezvoltarea și creșterea mugurilor este puternic corelată cu dezghețul. Rezistența la îngheț crește treptat în timp ce se instalează dormanța și se pierde treptat odată ce starea de repaus este întreruptă. Astfel, riscul de deteriorare provocat de îngheț poate fi evaluat prin estimarea temperaturilor minime ale aerului în jurul exploziei mugurilor.

Repetând simulările de-a lungul mai multor ani, se poate compila o distribuție a frecvenței temperaturilor minime care apar în jurul exploziei mugurilor/înfrunzirii, iar din aceasta se poate calcula probabilitatea de deteriorare a plantelor provocate de îngheț (proporția de ani în care temperatura aerului scade sub pragul de dăunare specific genotipului cultivat). Folosind această abordare, atât pretabilitatea diferitelor specii de arbori sau cultivare pentru climatul actual, cât și efectele încălzirii climatice asupra copacilor nativi zonei pot fi evaluate.

Au fost dezvoltate mai multe modele mecanice de duritate și daune la îngheț care simulează rezistența plantelor la îngheț precum și vătămările produse de îngheț pe parcursul întregului an și nu doar în fenofaza de înfrunzire. Leinonen (1996) a dezvoltat cel mai complex și probabil cel mai precis model de acest tip. În acest model, starea zilnică de rezistență este reglată de temperatura aerului și fotoperioadă, iar răspunsul rezistenței la îngheț la acești factori de mediu depinde mult de starea lor actuală de dezvoltare ontogenetică. Temperatura minimă care poate fi suportată fără daune variază în timpul ciclului anual. În modelul său, Leinonen a introdus un indice de vătămare care răspunde la temperatură în conformitate cu duritatea actuală a înghețului.

Fenologia culturilor – o sursă importantă de informații pentru managementul agricol

Fazele fenologice ale culturilor, în special începutul și durata fazelor importante precum repausul seminal/dormanța, germinația, alungirea tulpinii, înflorirea, umplerea bobului sau maturitatea fiziologică, determină cu exactitate momentul optim al intervenției în gestionarea culturilor (pentru lucrările solului, controlul bolilor și dăunătorilor, măsuri de protecția a culturilor împotriva extremelor abiotice, fertilizare sau recoltare) pentru a obține producții mari și de calitate.

Astfel cunoașterea fenologiei culturilor în contextul condițiilor meteorologice sezoniere are implicații economice foarte importante pentru agricultură. De exemplu, calendarul și durata diferitelor faze fenologice ale culturilor, precum și dăunătorii și bolile diferă de obicei de la an la altul din cauza condițiilor meteorologice pe termen scurt. Adaptarea și gestionarea culturilor la aceste condiții extrem de variabile în fiecare an pentru a reduce riscurile de producție și a asigura un randament maxim al culturii este o provocare mare în producția agricolă și alimentară la nivel mondial.

Prognoza principalelor evenimente fenologice afectează operațiunile tehnologice din câmp precum schemele de irigații, perioada de semănat, planificarea fertilizării și gestionarea dăunătorilor și perioada de recoltare, toate cu implicații economice extrem de importante pentru fermieri, având în vedere opțiunile de optimizare a resurselor (forța de muncă în special) și costurilor (input-uri, echipamente, utilaje). Modelele fenologice cu o precizie acceptabilă (+/- 3 zile) sunt prin urmare mai mult decât necesare pentru a prognoza multiplele lucrări tehnologice prevăzute în fișele culturilor pe teren.

Evenimentele sau fazele fenologice pot fi afectate însă de factori extremi și de stres. De aceea, modelele fenologice sunt de asemenea folosite pentru aplicații specifice, luând în considerare aceste efecte în combinație cu procesele fiziologice ale culturii.

De exemplu, temperaturile scăzute nocturne reduc respirația plantei și afectează factorii implicați în randamentul culturilor (de exemplu, conținutul de zahăr și amidon în produsele recoltate), în special pentru tomate, cartofi, ardei verde, tutun, sfeclă de zahăr sau multe altele.

Temperaturile din timpul zilei însă sunt cele care determină activitatea fotosintezei și acumularea de biomasă în raport cu optimul temperaturii proceselor fiziologice ale unei anumite culturi.

Fertilitatea culturilor în perioada de înflorire poate fi de asemenea sensibilă la temperaturile zilei și în special la cele extrem de calde. Acesta este cazul de exemplu pentru mazăre, căpșuni, porumb sau cereale, când temperaturile ridicate afectează negativ polenizarea.

Pe de altă parte însă, temperaturile scăzute din timpul zilei pot avea un impact benefic asupra componentelor aromatice, afectând pozitiv gustul căpșunilor de exemplu (la t <10 ° C).

Temperatura în sine are așadar o influență majoră asupra proceselor fiziologice ale culturilor, deși în acest caz există întotdeauna o anumită corelație cu temperaturile aerului.

De exemplu, experiențele întreprinse în domeniu au relevat o corelație strânsă între temperatura solului și acumularea de substanță uscată în procesul creșterii la porumb.

Studiile au arătat de asemenea, că temperatura solului are un efect direct asupra fenologiei culturilor, cum ar fi cazul strugurilor de exemplu.

Experimentele au demonstrat că efectele temperaturii solului asupra fenologiei și creșterii culturilor pot diferi în mod semnificativ între cultivare/hibrizi, cum este cazul porumbului dulce.

Includerea temperaturii solului în modelele fenologice poate spori și mai mult acuratețea predicțiilor fenologice însă acest aspect mai trebuie totuși cercetat/aprofundat.

Interpolarea climatologiei, a combinațiilor de temperatură zi/noapte dintr-un anumit areal cu un răspuns optim al plantelor poate identifica cele mai bune zone de creștere/favorabilitate (în sensul productivității maxime) pentru o anumită plantă sau tipuri de culturi (Fig. 8.3).

Figura 8.3 Schema coincidenței potențiale a combinațiilor lunare de temperatură zi/noapte la un anumit loc față de cerințele optime ale plantelor (diferite tipuri de plante indicate cu numere) (Lalic, 2018).

Combinând toate efectele climatice principale: lungimea zilei, cerințele de temperatură de zi și de noapte etc., asupra fenologiei culturilor și a condițiilor de creștere aferente la scară globală, se poate schița o clasificare latitudinală a zonelor de creștere ale principalelor culturi (Fig. 8.4).

Clasificări similare se pot face și pentru altitudine, însă doar în raport cu tipul regional/zonal de climă. De exemplu, clasificarea condițiilor de favorabilitate a culturilor în funcție de altitudine la tropice. (Manshard, 1968).

Referitor la fenologia culturilor și temperaturile medii dependente de latitudine, există deja relații de bază extrem de interesante între randamentele culturilor uzuale/consacrate și cele ale unei culturi unice/singulare.

De exemplu, din cauza perioadei mai lungi de vegetație într-un mediu mai răcoros (din cauza temperaturilor mai scăzute), randamentul mediu de orez crește, de exemplu, odată cu creșterea latitudinii. Un comportament similar poate fi observat pentru grâul de iarnă între latitudinile medii și cele mari.

Figura 8.4 Favorabilitatea latitudinală a principalelor culturi (Lalic, 2018).

Totuși, la latitudini scăzute, orezul poate fi cultivat de 2-4 ori pe an (din cauza perioadei mai lungi de vegetație și a ciclului de cultivare a orezului mai scurt), producând astfel un randament anual mai mare. Cu toate acestea, această relație de bază poate fi dependentă de mulți alți factori de creștere specifici zonei, cum ar fi: potențialul genetic al cultivarelor/hibrizilor, răspunsul acestora la stresul abiotic, managementul culturilor, condițiile solului, tehnologia aplicată și multe altele.

Fenologia ca indicator agroclimatic

Dacă fazele fenologice ale aceleiași plante/culturi vegetale (ecotip), sunt observate spațial pot fi estimate variațiile climatice la scară mică, cum ar fi în regiunile cu topografii complexe.

Modificările la scară redusă ale climatelor locale datorate efectelor altitudinii, înclinării pantelor, lacurilor etc., pot fi prin urmare descrise folosind observațiile fenologice sistematice pe mai mulți ani.

În regiunile muntoase, de exemplu, se pot observa fenomene specifice. La altitudini mai mari, temperatura scade în mod normal (cu aprox. 0,5 °C / 100 m), așadar scăderea sumelor de temperatură întârzie apariția/derularea fazelor fenologice ale plantei pe aceeași perioadă de timp.

Cu toate acestea, fenomenul de scădere a temperaturii la altitudine mai mare poate fi atenuat în timpul inversiunilor. În aceste situații, în special primăvara, acest efect poate influența în mod direct fazele fenologice ale plantelor.

De exemplu, plantele vor înflori mai devreme la cote mai mari decât în vale, chiar dacă aici se observă în mod normal temperaturi medii anuale mai mari (și sume de temperatură).

Pe o scară spațială mare, fenologia observată la același tip de plantă poate indica, de asemenea, variații climatice, cum ar fi fenologia întârziată la latitudini și altitudini mai mari. Acest fenomen este monitorizat prin satelit (observarea înverzirii vegetației principale pe arii mari în primăvară).

Scala BBCH

Ca toate ramurile științei și disciplinele individuale ale studierii plantelor colaborează și, în plus, au devenit mai legate internațional. Schimbul de noi descoperiri și munca în echipă pentru proiecte internaționale presupune totuși că toți cei implicați au aceeași înțelegere a termenilor pe care îi folosesc. Acest lucru necesită o descriere standardizată pe scară largă a etapelor dezvoltării plantelor în ordinea derulării lor, a caracteristicilor fenologice a acestor etape și evident o codificare a acestora.

Etapele de dezvoltare fenologică (fenofaza) a plantelor sunt de vitală importanță în practica agricolă, agrometeorologie sau asigurări agricole, fiecare având propriile obiective individuale diferite. Mai mult, științele botanice aplicate folosesc, de asemenea, stadii de dezvoltare fenologică.

Scara BBCH extinsă este de fapt un sistem pentru codificarea uniformă a stadiilor de creștere fenologice similare ale tuturor speciilor de plante mono- și dicotiledonate. Ea a fost rezultatul muncii în echipă între Centrul Federal German de Cercetări Biologice pentru Agricultură și Silvicultură (BBA), Oficiul Federal German de Soiuri de Plante (BSA), Asociația Agrochimică Germană (IVA) și Institutul pentru Legume și Ornamentale din Grossbeeren / Erfurt, Germania (IGZ).

O la fel de pertinentă explicație a originii numelui scării BBCH de identificare a stadiilor de dezvoltare la plante este dată de colaborarea specialiștilor principalelor mari concerne producătoare de pesticide din lume Bayer (B), BASF(B), Ciba – Geigy (C) și Hoechst (H) – Shering, cu scopul de a găsi o modalitate unitară, bazată pe un limbaj comun de identificare a stadiului de dezvoltare în care se găsește planta.

Sistemul de codificare este unitar fiind valabil pentru toate speciile de plante atât cultivate cât și spontane. Sistemul de codificare este zecimal (bazat pe cifre) din acest punct de vedere fiind ușor utilizabil în orice parte a globului, de către persoane ce nu au o pregătire specială în domeniul biologic sau agricol. Ca și alcătuire generală sistemul de codificare zecimal utilizat pentru identificarea stadiilor de dezvoltare la plante se bazează pe identificarea celor două faze majore ale ciclului de dezvoltare al oricărei specii: faza vegetativă și faza generativă, fiecare dintre ele prezentând 5 etape de dezvoltare codificate cu numere de la zero la nouă, iar fiecare etapă prezintă 10 fenofaze codificate de asemenea cu cifre de la zero la nouă. Fenofazele sunt reprezentate în cod prin două cifre (ex: 12; 39; 45; etc.) prima reprezentând codul etapei iar a doua codul fenofazei în care se găsește planta (vezi schema generală).

Codul unitar zecimal BBCH are o deosebită importantă în identificarea și exprimarea stadiului de dezvoltare în care se găsesc diferitele specii de plante. Cunoașterea exactă a fenofazei este obligatorie atunci când se realizează diverse tratamente în vegetație sau la sămânță, când se execută observații fenologice sau pentru stabilirea momentelor optime în realizarea unor măsuri tehnologice.

Codul zecimal al scării BBCH, care este împărțit în etape de creștere principală și secundară, se bazează pe binecunoscutul cod al cerealelor dezvoltat de ZADOKS și colab. (1974) pentru a evita schimbările majore ale acestei chei fenologice utilizate pe scară largă.

Abrevierea BBCH derivă din Biologische Bundesanstalt și industria CHimică.

Particularitățile de bază ale scării sunt următoarele:

– scara generală formează cadrul în care sunt cuprinse toate etapele individuale de creștere și dezvoltare a plantelor. Poate fi utilizată pentru toate speciile de plante pentru care nu există o scară consacrată;

– etapele fenologice similare ale fiecărei specii de plante primește același cod;

– pentru fiecare cod, există o descriere, iar pentru unele etape importante sunt incluse desene;

– pentru descrierea etapelor fenologice, se utilizează caracteristici morfologice clare și ușor de recunoscut fenotipic;

– cu excepția cazului în care se prevede altfel, se ia în considerare doar dezvoltarea tulpinii principale;

– etapele de creștere se referă la plante individuale reprezentative selectate din lanul de cultură. Caracteristicile lanului de cultură pot fi, de asemenea, luate în considerare;

– valorile relative referitoare la mărimile finale specifice speciilor/varietății sunt utilizate pentru indicarea mărimilor;

– etapele secundare de creștere de la 0 până la 8 corespund numerelor de ordine respective sau valorilor procentuale. De exemplu, etapa a 3-a ar putea reprezenta: a treia frunză adevărată, al 3-lea frate, al 3-lea nod sau 30% din lungimea sau dimensiunea finală caracteristică a speciei sau 30% din flori deschise.

– tratamentele după recoltare sau depozitare sunt codificate cu 99, iar tratamentul semințelor înainte de plantare este codat 00.

Organizarea scării

Întregul ciclu de creștere și dezvoltare al plantelor este împărțit în zece faze de dezvoltare ușor de recunoscut și distincte. Aceste etape principale de creștere sunt descrise folosind numerele de la 0 la 9 în ordine crescătoare (vezi figurile 8.5 a și b). Principalele etape de creștere sunt descrise în tabelul 8.5. Datorită numeroaselor specii de plante diferite, pot exista diverse schimbări în cursul perioadei de vegetație sau anumite etape pot fi chiar omise.

Figura 8.5. a și b:

Etapele ciclului de dezvoltare a plantelor principale și secundare

(a) principale, (b)secundare. Mezo-stadiile sunt introduse între stadiile principale și secundare

(Meier, 2001 după A. Witzenberger)

Principalele etape de creștere nu trebuie să se desfășoare în secvența strictă definită de ordinea ascendentă a cifrelor, putând ocazional continua și în paralel.

Dacă două sau mai multe etape principale de creștere se desfășoară în paralel, ambele pot fi indicate folosind o linie în diagonală (exemplu 16/22). Dacă este indicată o singură etapă, trebuie să se aleagă fie stadiul de creștere mai avansat, fie stadiul principal de creștere cel de interes deosebit, în funcție de speciile de plante.

Doar etapele principale de creștere nu sunt suficiente uneori pentru a defini exact fenofaza la evaluare, întrucât descriu întotdeauna perioada de timp în decursul dezvoltării unei plante.

Ca atare etapele secundare sunt utilizate dacă intervalele de timp sau etapele din dezvoltarea plantelor trebuie indicate cu exactitate. Spre deosebire de etapele principale de creștere, acestea sunt definite ca etape de dezvoltare scurte, caracteristice speciilor plantelor respective, care sunt trecute succesiv în timpul stadiului principal de creștere. De asemenea, sunt codificate folosind cifrele 0 până la 9. Din combinația de cifre pentru etapele principale și secundare, rezultă codul format din două cifre.

Codul format din două cifre este modalitatea care oferă posibilitatea de a defini cu precizie ridicată toate etapele fenologice de creștere pentru majoritatea speciilor de plante.

Doar în cazul unor specii de plante legumicole sau agricole (de exemplu, castravete, ceapă, cartof, soia, roșii) este necesară o subdiviziune suplimentară în cadrul unei etape principale de creștere, dincolo de cea posibilă, folosind etapele secundare de la 0 la 9. Pentru aceste cazuri, o scară de trei cifre este prezentată alături de scara cu două cifre. Aceasta implică includerea așa-numitului mezo-stagiu între stadiul principal și cel secundar, care oferă o subdiviziune suplimentară care descrie dezvoltarea pe tulpina principală respectiv pe cel al lăstarilor În acest fel, până la 19 frunze pot fi numărate pe tulpina principală sau pot fi descrise ramificațiile.

Scalele BBCH permit compararea codurilor individuale doar într-o etapă de creștere principală: un cod numeric mai mare indică o plantă într-o etapă de creștere avansată. Prin urmare, sortarea codurilor în ordine numerică permite vizualizarea în ordine a etapelor fenologice a plantelor.

Intervalul de timp al anumitor faze de dezvoltare a unei plante poate fi definit și codificat exact, indicând două etape. În acest scop, două coduri sunt conectate cu o cratimă. Astfel, de exemplu, codul 51–69 descrie faza de dezvoltare de la apariția primei inflorescențe sau mugure floral până la sfârșitul înfloririi. Aceasta permite astfel monitorizarea efectuată de un calculator a loturilor/câmpurilor de cultură.

Pentru o codificare uniformă care să acopere numărul maxim de specii de plante, este necesar să se utilizeze în primul rând criterii fenologice, nu stadii omoloage sau analoage. Astfel, de exemplu, apariția plantelor din semințe și încolțirea din muguri sunt clasificate într-o etapă principală de creștere, și anume stadiul principal de creștere 0, chiar dacă sunt procese biologice complet diferite.

În cazul scării BBCH, descrierile se bazează pe caracteristicile reale, tipice plantei respective. Dacă scările sunt utilizate pentru definirea etapei/fenofazei de dezvoltare a unui lot de plante, descrierea ar trebui să se aplice la cel puțin 50% din plante.

Diferențele mari pe parcursul fenofazelor diferitelor grupuri de plante trebuie luate în considerare pentru descrierea scării generale. Această problemă este rezolvată prin oferirea mai multor definiții pentru o etapă specifică, acolo unde formularea unui text uniform este imposibilă. Următoarele litere arată la ce grup de plante se referă definiția respectivă.

Scara BBCH extinsă, generală Hack et al., 1992

Explicații utilizate în prezentarea scării.

D = Dicotiledonate

G = Gramineae

M = monocotiledonate

P = plante perene

V = Dezvoltare din părți vegetative sau organe propagate.

Nu se folosește nicio literă de cod dacă descrierea se aplică tuturor grupurilor de plante.

Tabel 8.5 Principalele etape de creștere.

Comparație între diferite scări utilizate pt cereale

Producătorii de input-uri agricole dar mai ales agronomii au nevoie de scări fenologice (creștere și dezvoltare) a culturilor ușor de utilizat, universal acceptate dar mai ales corecte.

Dezvoltarea unei astfel de scări necesită corelarea stadiilor/etapelor între scările fenologice utilizate în prezent și corelarea modelelor de evoluție a culturilor. Un program de calculator pentru conversia între diferitele sistemele de stadializare/etapizare este un instrument util în dezvoltarea de noi sisteme de înregistrare cu aplicabilitate extrem de largă.

Astfel încă din 1994 în cadrul Simpozionul Managementul Culturilor desfășurat la Seatle cei care formează Tri-Society (Asociatia Agronomică Americană (ASA), Asociația pentru Cultura Plantelor din America (CSSA) respectiv Asociația Științelor Solului din America (SSSA) au discutat despre necesitatea identificării, dezvoltării și implementării unui program pentru calculator (SCALES) care să uniformizeze stadiile diferitelor scări fenologice utilizate de fermierii americani.

Astfel scara BBCH (BASF-Bayer-Ciba-Geigy-Hoechst) a reprezentat prototipul scării universale. Programul de conversie a scărilor pentru grâu (Triticum aestivum L.) și pentru porumb (Zea mays L.) s-a bazat pe corelațiile raportate în literatura de specialitate. Astfel softul SCALES poate oferi un instrument deosebit de util de “traducere” a mai multor scări utilizate pe scară mondială pentru porumb de exemplu.

Având în vedere aspectele prezentate am considerat mai mult decât necesară comparația scărilor fenologice pentru cereale utilizate în momentul actual la nivel mondial. (Tabelul 8.6.)

Tabelul 8.6. Corelația între scările BBCH (Lancashire și colab., 1991), Zadoks Chang-Konzak (Zadoks și colab., 1974), Feekes (Large, 1954) și Haun (1973) pentru cereale mici

CAPITOLUL 9

TELEDETECȚIA ÎN AGRICULTURĂ

Introducere

Teledetecția (fie la sol, aeronave, drone sau sateliți bazate pe senzori) este o tehnică de a colecta informații despre o țintă fără a o atinge.

Poate fi împărțit în teledetecție activă și pasivă. Senzorii pasivi receptează radiațiile care sunt emise sau reflectate de obiecte sau zonele înconjurătoare, în timp ce senzorii activi utilizează propria sursă de energie (electromagnetică) pentru a lumina/capta obiectele pe care le observă. Un senzor activ emite radiații în direcția țintei de cercetat, apoi detectează și măsoară radiația care este reflectată sau reținută de țintă.

Cu toate acestea, trebuie menționat faptul că pentru interpretarea și mai ales calibrarea semnalului, în multe cazuri, sunt necesare datele reale de nivelul solului (de exemplu, biomasa, conținutul de apă din sol etc., măsurate direct prin metodele convenționale aferente).

Unele dintre aplicațiile de teledetecție pot include:

• desenarea și întocmirea hărților a regiunilor / lumii;

• cartografiere tematică;

• identificare a substanțelor, structurilor și interrelațiilor regionale;

• recunoaștere a proceselor și a tendințelor;

• monitorizare a evoluțiilor regionale și sezoniere;

• cartografiere agro-forestieră;

• cartografiere a caracteristicilor solului, evaluarea stării culturilor și monitorizarea secetei.

Apoi, este interesantă informația parțial geometrică și parțial radiometrică. În timp ce informațiile geometrice și de cartografiere sunt furnizate de o fotografie alb-negru sau color, informațiile radiometrice sunt cuprinse în:

• reflectare spectrală;

• variante de împrăștiere/risipire sau deflecție;

• emisivitate în funcție de materiale și substanțe;

• variații temporale;

• caracteristici structurale / texturale.

Teledetecția satelitară poate utiliza aceste benzi electromagnetice pentru observații la suprafața terestră, doar în cazul în care atmosfera este transparentă. Tipul de senzor este alcătuit din două componente în general: un senzor optic și unul cu microunde. Senzorii optici observă spectrul vizibil și razele infraroșii (vizibile / aproape de infraroșu, infraroșu termic), iar senzorii cu microunde recepționează undele care sunt în afara spectrului vizibil și a razelor infraroșii, observația în acest caz nefiind afectată de zi/noapte sau de starea vremii.

Datele „brute” ale măsurătorilor satelitare trebuie prelucrate pentru a obține informații specifice de pe suprafața Pământului, care sunt pregătite pentru alte aplicații.

Cele mai relevante variabile care pot fi măsurate pe teren sunt: radiația solară, albedo-ul global zilnic (fracția radiației solare reflectată înapoi de suprafața Pământului și norilor), indicii de vegetație, LAI, temperatura suprafeței terenului, umiditatea suprafeței solului, precipitațiile, stocarea apei terestre, acoperirea cu nori, incendiile și zonele arse, acoperirea cu zăpadă a ambelor emisfere, hărțile de ridicare digitală a suprafețelor acoperite de gheață, evoluția ghețarilor și acoperirea terenului.

O cantitate din ce în ce mai mare de informații spectrale deosebit de utile a fost furnizată geologilor de la senzorii spațiali sofisticați cu o capacitate de detectare extrem de crescută. Prin urmare, aceste date sunt o sursă foarte prețioasă de date geospațiale, care necesită mai multă explorare, în special pentru zonele cu măsurări reduse/absente la nivelul solului.

Deoarece calitatea informațiilor spectrale depinde de caracteristicile senzorului, dezvoltarea continuă a acestor senzori este cheia tehnicilor de teledetecție.

În acest context, noua generație de senzori satelitari (de exemplu, MODIS pe platforma TERRA, VEGETARE pe SPOT, SEVIRI pe MSG, AVHRR – 3 pe EPS / NOAA și recent Sentinel 1 + 2) au adus un nivel actualizat de informații de teledetecție comunității de utilizatori. Datorită eșantionării spațiale, temporale, spectrale și unghiulare îmbunătățite a câmpurilor radiative care descriu situația de pe suprafața Pământului, aplicațiile devin tot mai bune și mai dorite de specialiști.

Rezoluția temporală și acoperirea globală oferite de noii sateliți/instrumente, împreună cu eșantionarea extinsă atât în domeniile spectrale cât și în cele unghiulare, au deschis calea pentru o gamă largă de aplicații noi, în special în domeniul proceselor de suprafață a terenului și a interacțiunii sol – atmosferă.

De exemplu, mai mulți indici de vegetație, cum ar fi VCI, VHI și TCI, sunt folosiți singuri sau în combinație pentru a detecta condițiile de secetă din agricultură (Tab. 9.1)

Tabelul 9.1. Variabilele meteorologice și biofizice examinate de sateliți

Mai mult, măsurătorile prin satelit sunt disponibile de la mai multe sisteme de observare, apoi un pas logic este combinarea celor mai bune caracteristici din fiecare abordare într-o singură estimare. Produsele de acest tip sunt adesea numite multi-senzor, amestecate/fuzionate cu mai multe surse.

Teledetecția fenologică și dinamica vegetației

Cele mai multe avantaje și beneficii ale utilizării datelor din satelit sunt că acoperă porțiuni mari de teren în mod continuu. Prin urmare, seriile de date obținute de la distanță sunt o sursă importantă de informații pentru înțelegerea dinamicii acoperirii terestre.

Dinamica vegetației poate fi definită pe mai multe perioade de timp. Pe termen scurt, comunitățile de plante au modificări sezoniere ale fazelor fenologice care, de obicei, urmează ciclurile anuale.

Între ani, markerii fenologici (de exemplu, debutul înfrunzirii, durata perioadei de vegetație) pot răspunde diferit; aceste schimbări sunt afectate de fluctuațiile climatice pe termen scurt (temperatura, precipitațiile) și/sau factorul antropic (de exemplu, extragerea apelor subterane, urbanizarea) (Elmore și colab., 2000).

Pentru o perioadă mai lungă de timp, schimbarea anuală a începutului fazelor fenologice poate fi rezultatul schimbărilor climatice și al perturbațiilor antropice la scară largă.

Diferențierea modelelor fenologice anuale, inter-anuale și pe termen lung sunt o componentă importantă a monitorizării și modelării ecosistemelor globale și poate duce la o mai bună înțelegere a modului în care și mai ales de ce se schimbă acoperirea terenului cu vegetație în timp.

Cea mai comună măsură și totodată cea mai utilizată derivată biofizică din satelit rămâne înverzirea fotosintetică a terenurilor acoperite de vegetație, aceasta fiind utilizată și pentru a determina fazele fenologice cu ajutorul indicelui de vegetație cu diferență normalizată (NDVI).

De exemplu, Leeuwen și colab., 2006; Peters și colab., 2002, descriu detaliat modul de calcul acest indice.

Figura 9.1: Schema de detectare a NDVI (schematică, bazată pe: https://earthobservatory.nasa.gov/Features/MeasuringVegetation/measuring_vegetation_2.php

Indicele de vegetație cu diferențe normalizate NDVI este un indice de „înverzire” a plantei, care este definit ca raportul dintre diferența dintre reflectările radiațiilor aproape infraroșu și roșu față de suma lor (Fig. 14.1) și se scrie ca:

NDVI = (aproape infraroșu – roșu)/(aproape infraroșu + roșu)

Indicele NDVI se numește normalizat, deoarece este împărțit la suma radiațiilor și, astfel, se normalizează oarecum pentru diferențele de iradieri spectrale solare.

Calculele NDVI pentru un pixel dat arată un număr care variază de la minus unu (-1) la plus unu (+1). Uneori, valorile negative sunt întâlnite când reflectanța roșie este mai mare decât radiația aproape infraroșii, ca în cazul anumitor tipuri de soluri uscate.

Valoarea NDVI este determinată în principal de diferența dintre răspunsul radiațiilor aproape infraroșu (NR) – care crește odată cu creșterea vegetației pe sol – și răspunsul radiațiilor roșii (R) – care scade odată cu scăderea (dispariției) vegetației.

Măsurătorile efectuate în teren au stabilit că există o relație între biomasa verde și NDVI până la o anumită valoare a acoperirii de biomasă, peste care NDVI rămâne constant acesta fiind nivelul de saturație. (Figura. 9.2.).

Indicii de vegetație cu diferențe normalizate (NDVI) la scară globală au fost măsurați și colectați încă de la începutul anilor 1980 de către sateliții Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR). Cu toate acestea, potențialul maxim al seriilor de timp NDVI pe termen lung este adesea alimentat cu de date de slabă calitate cauzate de problemele de instrumente/senzori, schimbări în unghiul senzorului, unghiul Soarelui, atmosferă (de exemplu, nori și ceață) dar și de condițiile de la sol (de exemplu, acoperire de zăpadă ) sau îmbătrânirea detectoarelor de satelit. Aceste probleme tind să creeze abandonuri de date (valori anormale scăzute ale NDVI din seriile de timp) sau lacune de date care fac markerii fenologici dificil de identificat (Reed și colab., 1994).

Figura 9.2. Curba de dezvoltare a NDVI pentru sistemul de recoltare grâu-orez în Punjab (India) (date GVI)

(Lalic, 2018).

La scară largă, este extrem de dificil să obținem observații fenologice constante de pe de terenurile acoperirile cu vegetație care reprezintă activitatea ecosistemului și nu fenologia la nivel de specie. Pentru a depăși această dificultate, numeroase studii au utilizat datele de frecvență înaltă de acoperire a biosferei terestre furnizate de către Administrația Națională Oceanică și Atmosferică (NOAA) și Radiometrul Avansat de Rezoluție Înaltă (AVHRR) pentru a cuantifica fenologia vegetației ecosistemului.

Indicele de vegetație cu diferență normalizată (NDVI) a fost legat de mai mulți parametri biofizici/fiziologici incluzând densitatea clorofilei, procentul de acoperire al coronamentului, absorbția radiațiilor fotosintetic active, indicele suprafeței foliare și productivitatea (de exemplu, Kogan și colab., 2003). La începutul istoriei cercetărilor de fenologie satelitară, s-a utilizat NDVI pentru a evalua calitativ dinamica fenologică globală a numeroaselor tipuri de acoperire funciare. S-a demonstrat că NDVI corespunde sezonalității cunoscute în zona continentală a Statelor Unite. Sateliții au fost ulterior folosiți ca indicator al modificărilor acoperirii terenurilor din America de Sud și pentru a detecta dinamica fenologică. Cantitativ, au fost utilizate o varietate de metode pentru a identifica datele de debut și compensare din datele satelitului. Senzorii vizibili și a radiațiilor aproape infraroșu (NR) sunt utilizați cel mai frecvent pentru a determina și monitoriza starea reală a vegetației.

Cele mai multe avantaje și beneficii ale utilizării sateliților sunt că aceștia pot acoperi la nivel aproape-global suprafața Pământului și atmosfera și că sunt echipați cu senzori de diferite tipuri. De asemenea, observațiile lor sunt pe perioade de termen lung, cu măsurători frecvente. O altă soluție, care în prezent este în curs de dezvoltare, este utilizarea de senzori cu microunde. Mai jos sunt prezentate cele mai utilizate serii de date.

Senzorii satelitari utilizați pentru studiile fenologice:

• AVHRR. 1981 – prezent; (8 km rezoluție) acoperire globală, iar din 1989 – prezent rezoluția este de 1 km);

• SPOT Vegetation. 1998 – prezent; 1 km rezoluție;

• MODIS. 2000 – prezent; rezoluție 250 m, 500 m, 1 km;

• TM / ETM Landsat. 1984–2003 16 zile, rezoluție 10–30 m;

• SMMR. Date din 1978–1987 și date SSM/I din 1987 până în 2005;

• SENTINEL. Produsele 1 și 2 (din 2015), de înaltă rezoluție (mai mare de 10 m).

Au fost realizate numeroase studii pentru detectarea și estimarea analogică a fenologiei vegetației la nivel continental sau chiar regional. Acestea studii au inclus:

• data începerii sezonului de creștere (SGS);

• data sfârșitului sezonului de creștere (EGS);

• durata sezonului de creștere/perioadei de vegetație (LGS).

Analiza variabilității temporale a indicilor de vegetație permite determinarea valorilor utilizate pentru a caracteriza ciclul fenologic și componentele individuale ale acestuia.

Cei mai frecvent folosiți indici preluați din curbele temporale ale NDVI sunt enumerate în Tab. 9.2. Sunt prezentate de asemenea și semnificațiile lor biologice și limitările recunoscute.

Tabelul 9.2. Indici preluați din variația temporală a NDVI și relația acestora cu ciclul de vegetație

(Pettorelli și colab., 2005).

Alți indici de vegetație

NDVI este un indice de vegetație care și-a demonstrat utilitatea în multe studii ecologice și agronomice. Prin urmare, în unele situații, alți indici de vegetație ar putea fi mai adecvați.

Relația dintre NDVI și vegetație poate fi părtinitoare în zonele cu o vegetație slabă (de exemplu, aridă către zonele semi-aride din Australia) și coronamente dense (de exemplu, pădurea amazoniană).

În zonele cu o vegetație slabă, cu un indice de suprafață foliară (LAI) mai mic de 3, NDVI este influențat în principal de reflectanța solului, în timp ce în zonele cu vegetație luxuriantă (adică LAI mai mare decât 6), relația dintre NDVI și NIR devine saturată (Asrar și colab., 1984; Xie și colab., 2008).

Prin urmare, în zonele cu vegetație redusă, indicele de vegetație ajustat al solului (SAVI Soil–Adjusted Vegetation Index) este recomandat în locul NDVI. Cu toate acestea, SAVI necesită o calibrare locală, deoarece este dificil de prezis cum se manifestă efectele solului în zone mari cu soluri agregate și vegetație diferită de multe tipuri, fiecare necesitând în principiu o calibrare separată.

Un alt indice care a apărut cu MODIS este Enhanced Vegetation Index (EVI) (Huete și colab., 2002). Acest indice oferă informații complementare despre variațiile spațiale și temporale ale vegetației, reducând în același timp multe dintre problemele de eroare prezente în NDVI, cum ar fi cele asociate cu forma de coronament și influențele reziduale ale aerosolului.

În timp ce NDVI este sensibil la conținutul de clorofilă și răspunde în mare parte la variațiile RED, EVI este mai sensibil la NIR și la variațiile structurale ale frunzișului, inclusiv LAI, tipul foliajului și arhitectură. Astfel, acest indice este destinat să profite din plin de noile capabilități de măsurare de ultimă generație ale MODIS și ale altor senzori sofisticați.

În plus, EVI nu se “saturează” la fel de ușor ca NDVI atunci când „vizionează” pădurile ecuatoriale sau alte zone ale Pământului cu întinderi mari de vegetație luxuriantă. Totuși, EVI a fost dezvoltat pe date MODIS, astfel încât datele sunt disponibile numai începând cu anul 2000.

Indici disponibili pe baza de MODIS legați de ciclul fenologic sunt enumerați în tab. 9.3.

Tabelul 9.3. Produse de date MODIS utile în studiile fenologice.

Seturile de date NDVI sunt, în general, surse de date bine documentate, controlate, de calitate, care au fost prelucrate în prealabil pentru a reduce multe dintre problemele menționate.

Cu toate acestea, unele erori sunt încă prezente în seturile de date descărcabile, ceea ce înseamnă că în seriile de date pe o perioadă mai mare de timp erorile din NDVI trebuie corectate înainte de a fi utilizate. O astfel de eroare se datorează în principal acoperirii cerului cu nori, apei, zăpezii sau umbrelor, surse de erori care tind să scadă acuratețea valorilor NDVI.

Utilizarea datelor satelitare în analiza fenologiei, beneficiile și limitările acestora pot fi rezumate după cum urmează:

• variabilitate sezonieră și interanuală;

• monitorizare globală, 25+ ani;

• impactul integrat spațial al schimbărilor climatice;

• lacune în tulburările atmosferice;

• diagnostic: nu există informații despre viitor.

Un exemplu de observare a fenologiei culturilor sau a managementului agricol este prezentat în Fig. 9.3., unde se observă zone de culturi recoltate și / sau soluri goale din sud-estul Europei (Ungaria), folosind NDVI.

Monitorizarea bazată pe NDVI este folosită în zilele noastre, de exemplu, de către FAO și alte organizații pentru a prezice eșecurile randamentului în întreaga lume și pentru a oferi avertizare timpurie pentru crize de foame.

Figura 9.3. Harta NDVI corectată atmosferic a Ungariei. Imagine compusă de 10 zile NOAA / AVHRR din

1-10 septembrie 1997 (Nejedlik și Orlandini, 2008).

Sateliți cu microunde pentru estimarea umidității solului

Alte informații importante și complementare pentru această aplicație sunt furnizate de monitorizarea bazată pe sateliți a umidității solului de către sateliții radar (folosind senzori cu microunde). În ultimele două decenii, teledetecția cu microunde a realizat misiuni de succes pentru estimarea proprietăților dielectrice ale solului bazate pe emisivitatea suprafeței terestre, ceea ce duce la estimarea umidității solului. Mai multe produse de umiditate a solului prin satelit sunt disponibile de la senzori cu microunde, optici și termici (Brocca și colab. 2017).

În intervalul radiațiilor cu microunde, frecvențele joase (benzile X, C și L) au fost utilizate în mod obișnuit pentru a detecta conținutul de umiditate al suprafeței fără sau cu vegetație. Senzorii de bandă C și X (de exemplu, AMSR – E, ASCAT, RADARSAT, WindSAT) de pe diferiți sateliți au demonstrat o reală oportunitate pentru prelevarea datelor cu estimările globale ale conținutului de apă de suprafață.

Cu toate acestea, rezoluția spațială a produselor disponibile prin satelit disponibile în prezent este încă grosieră (25 km) atunci când este aplicată în bazinele și regiunile locale și prezintă limite pentru aplicațiile practice în agricultură. De asemenea, trebuie avut în vedere faptul că înregistrarea datelor de umiditate a solului detectate de la distanță oferă informații doar pentru o adâncime de doar câțiva centimetri sub suprafață.

Deși mai multe incertitudini cu privire la preluarea datelor, validarea și interpretarea specifică a climei persistă, detectarea la distanță cu microunde a umidității solului s-a îmbunătățit în ultimii ani (Mohanty et al., 2017). Deși în trecut, apa disponibilă plantelor a fost estimată exclusiv prin măsurători in-situ sau simulări de model, în ultimii ani, teledetecția a jucat un rol din ce în ce mai important în achiziția informațiilor spațiale privind condițiile de suprafață ale solului (Wagner et al., 2013).

Datele obținute prin satelit și radar sunt aplicate agriculturii în mai multe moduri:

• gestionarea apei (planificarea irigațiilor), prin includerea stării de umiditate a solului, detectată de la distanță, ca o condiție de delimitare a hidrologiei solului și a modelelor de creștere a culturilor pe diverse scări spațio-temporale (de exemplu, Thaler și colab., 2018);

• prognoza meteo și climă, prin asimilarea umidității solului la nivel regional și global, în modelele meteorologice și climatice numerice;

• estimarea echilibrului apei terestre (evapotranspirație, completarea apelor subterane, scurgerea de suprafață) prin conectarea fluxurilor la conținutul de apă la suprafața și zona rădăcinilor, ceea ce duce la îmbunătățirea prognozei secetei sau a inundațiilor și

• senzorii radar pot oferi o imagine de ansamblu exactă a suprafeței cultivate, în același timp distingând tipurile de cultură și determinând sănătatea și maturitatea acestora.

Mai multe exemple și informații privind monitorizarea umidității solului pe bază de microunde și hărți globale reale ale umidității solului pot fi găsite la: http://rs.geo.tuwien.ac.at/data–viewers/

Exemple de aplicare a teledetecției în agricultura practică

Utilizarea datelor de teledetecție este în continuă creștere pentru aplicațiile agricole. Datele sunt colectate fie de sateliți, fie de drone sau chiar tractoare echipate cu senzori, care sunt folosite din ce în ce mai mult pentru tehnici de cultivare de precizie. În continuare sunt prezentate doar câteva exemple de astfel de aplicații din multitudinea de posibilități oferite.

Aplicațiile bazate pe satelit. Senzorii din satelit asigură acoperirea suprafețelor vaste și sunt utile în mod special pentru monitorizarea utilizării și cartografierii terenurilor agricole, a mărimilor solelor și a stadiului culturilor, pentru calcularea pierderilor cauzate de evenimentele meteo severe și pentru efectuarea evaluărilor de randament.

În Europa, de exemplu, fermierii raportează utilizarea efectivă a terenurilor pentru a primi subvenții. Utilizarea terenurilor este controlată prin satelit, iar fermierii au acces web pe fotografii aeriene de înaltă rezoluție sau imagini prin satelit din zona și câmpurile lor agricole.

Datele NDVI sunt utilizate pentru sistemul european de prognoză a producției culturilor agricole – Europa MARS (Monitoring Agricultural Resources System https://ec.europa.eu/jrc/en/mars ), in combinație cu modelarea fenologică a culturilor și datele statistice.

Datele prin satelit precum NDVI sunt, de asemenea, utilizate pentru sistemele de monitorizare a secetei agricole, pentru observarea fenologiei vegetației sau a culturilor (Fig. 9.3. harta NVDI Ungaria) dar și pentru măsurarea temperaturii suprafeței solului.

Una dintre cele mai importante evoluții ale agriculturii din ultimii ani a fost dezvoltarea agriculturii inteligente. Acest nou concept înglobează observarea, măsurarea și răspunsul la variabilitatea terenului și a culturilor, cu scopul de a optimiza randamentul producțiilor păstrând resursele.

Combinarea sistemelor spațiale și a resurselor terestre pentru agricultură inteligentă are un potențial ridicat pentru aspecte precum optimizarea randamentului culturilor, gestionarea irigațiilor și respectarea reglementărilor (https://business.esa.int/projects/showcases/smart–farming-satellites). Astfel de exemplu, disponibilitatea datelor cu rezoluție spațială ridicată permite ca aplicațiile din câmp, cum ar fi programarea irigării culturilor (bazate pe datele MODIS și Sentinel 2) să fie efectuate operațional (Vuolo și colab., 2015).

Cu toate acestea, multe alte potențiale aplicații pentru agricultura practică sunt limitate în mare parte de rezoluția spațială sau temporală a datelor de teledetecție prin satelit și de incapacitatea de a prezice direct evoluțiile pentru luarea efectivă a deciziilor în gestionarea culturilor la nivelul fermei.

Noii senzori de înaltă rezoluție (cum ar fi cei din sateliții SENTINEL) sau metodele (de exemplu, Haboudane și colab., 2004) pot depăși parțial aceste limitări, dar există probleme în ceea ce privește gestionarea și stocarea eficientă a datelor prelevate, preluarea și prelucrarea întârziată a datelor și costurile pentru aceste produse și servicii personalizate.

Astăzi, există multe aplicații agricole care ajută în luarea deciziilor în timp real, dar acestea se bazează tot mai mult pe tehnologii agricole precise, care furnizează date în timp real și sunt foarte flexibile în schimbarea zonei țintă.

Aplicații pentru agricultura de precizie. Senzorii de la nivelul solului sunt fie de mână, montați pe tractoare și combine, sau fixați în câmp. Utilizările obișnuite ale acestor senzori includ evaluarea nivelului de nutrienți pentru o aplicare mai specifică a substanțelor chimice și de nutrienți și măsurarea condițiilor meteorologice sau a umidității solului.

Fermierii găsesc foarte utile informațiile legate de spectrul vizibil, deoarece culoarea poate fi utilizată pentru a măsura nivelurile de clorofilă ale unei plante și pentru a oferi o perspectivă asupra stării de sănătate și creștere a unei plante. Senzorii simpli de roșu-verde-albastru pot furniza informații despre culoare, dar sunt disponibili senzori mai sofisticați care analizează benzile spectrale aproape în totalitate, inclusiv pe cele de undă scurtă (inclusiv infraroșii) (https://agfundernews.com/remote–sensing–powers–precision–agriculture.html).

Aplicațiile convenționale se bazează pe porțiunile vizibile și aproape infraroșu ale spectrului. Lungimile de undă ale spectrului electromagnetic sunt utilizate din ce în ce mai mult de la ultraviolete până la microunde, permițând astfel utilizarea unor aplicații avansate, cum ar fi de exemplu detectarea și analizarea spectrului luminii (LIght Detection And Ranging LIDAR), spectroscopia fluorescentă și spectroscopie termică.

De asemenea, a scăzut lățimea de bandă spectrală, ceea ce permite senzorilor hiperspectrali o analiză amănunțită de la distanță analiza a compușilor specifici, interacțiunilor moleculare, stresului culturilor și caracteristicilor biofizice sau biochimice ale culturii. Achiziția acestor date se face simultan în sute de benzi spectrale, iar o varietate de indici spectrali sunt disponibili acum și pentru diverse aplicații ale agriculturii de precizie (Mulla, 2013).

Cu toate acestea, cu cât este mai sofisticat senzorul, cu atât costul este mai mare. Fermierii trebuie să decidă dacă creșterea randamentului culturilor justifică investițiile făcute pentru achiziția diferitelor platforme de detectare.

Tehnologiile de detectare evoluează extrem de rapid. Dronele agricole de exemplu sunt sisteme de înaltă tehnologie care pot face lucruri pe care un fermier nu are cum să le facă: efectuează scanări de sănătate și umiditate a solului, monitorizează sănătatea culturilor, aplică îngrășăminte sau insecto-fungicide și chiar urmărește vremea și estimează randamentele de producție. După colectarea și analizarea datelor, aceste sisteme oferă informații pentru o acțiune promptă. Pe scurt, drona poate mecaniza fiecare etapă a agriculturii, eliminând costurile erorilor umane și permițând fermierilor să reacționeze rapid la potențialele amenințări (cum ar fi condițiile de secetă sau atacul de boli sau dăunători). Concluzionând, putem afirma că dronele ajută fermierii să-și maximizeze veniturile și randamentul investițiilor lor (http://www.businessinsider.de/commercial-drone-uses-agriculture-business–military-2017–8?r=US&IR=T ).

În unele state, dronele încep să fie folosite și pentru aplicarea nutrienților și a pesticidelor pe plante, în loc să fie folosiți muncitori sau pe tractoare. Pulverizarea aeriană este mult mai rapidă și mai ieftină decât utilizarea metodelor tradiționale, cum ar fi tractoarele cu echipamentele aferente. Dronele care administrează pulberi/praf peste culturile agricole funcționează în Japonia de peste două decenii și încep în sfârșit să își facă apariția în agricultura de precizie la nivel mondial (http://www.droneomega.com/drones–in–agriculture/ ).

În prezent, cei mai utilizați senzori imagistici montați pe drone pentru diferitele aplicații practice sunt:

• RGB (roșu, albastru verde): pentru numărarea plantelor, modelarea pantei/cotei și inspecția vizuală; ele pot detecta de asemenea suprafața și procentul daunelor produse recoltei de la dăunători, grindină, îngheț etc .;

• NIR (aproape infraroșu): pentru gestionarea apei, analiza eroziunii, numărarea plantelor, analiza umidității solului și sănătatea culturilor;

• RE (roșu marginal): pentru numărarea plantelor, gestionarea apei (detectarea stării de stres provocată de apă) și sănătatea culturilor (de exemplu aprovizionarea cu azot);

• infraroșu termic: pentru planificarea irigațiilor, fiziologia plantelor și prognoza producției; furnizează indici de stres ai culturii de înaltă rezoluție etc.

Detectarea impactului schimbărilor climatice

Considerații generale

Observarea fazelor fenologice este probabil cea mai simplă modalitate de a urmări schimbările ecologiei speciilor ca răspuns la schimbările climatice.

Alte răspunsuri posibile, cum ar fi distribuția modificată a speciilor, dimensiunea populației sau a compoziției comunității, ar fi mult mai scumpe și mai dificil de detectat (Walther și colab., 2002).

Astfel, în ultimii ani, fenologia a devenit din ce în ce mai importantă devenind un bio-indicator pentru schimbarea globală. Fenologia pare a fi un indicator climatic ideal la nivel regional, național și internațional, deoarece este ușor de înțeles de publicul larg, permite studiul schimbărilor la o scară mai mică, crește conștientizarea problemelor legate de schimbările climatice, implică publicul în dezbaterea schimbărilor climatice și reconectează oamenii cu lumea lor naturală (Sparks și Smithers 2002). Cu toate acestea, comunitatea științifică salută, de asemenea, fenologia ca instrument pentru cercetarea schimbărilor globale.

Printre altele, lungimea perioadei de vegetație și fazele fenologice sunt propuse de Agenția Europeană de Mediu ca indicatori globali ai schimbării.

Recenzii recente despre modificările fenologice observate, de exemplu Menzel și Estrella (2001), Walther și colab. (2002), Menzel (2002), Sparks și Menzel (2002) și Root și colab. (2003) rezumă diverse indicații ale schimbărilor în fenologia plantelor și animalelor care au fost raportate pentru zonele boreale și temperate ale emisferei nordice. Abordarea de față însă, se va limita strict la modificările fenologice ale plantelor.

Observațiile fenologice – amprenta digitală

Imaginea modificărilor fenologice observate este consistentă: în ultimele trei-cinci decenii, fazele fenologice de primăvară, cum ar fi apariția/desfășurarea frunzelor și înflorirea, au avansat cu 0,12 până la 0,31 zile pe an în Europa și 0,08 până la 0,38 zile pe an în America de Nord. Există mai puține date despre fazele de toamnă (în principal în Europa), iar toamna este întârziată cu 0,03 la 0,26 zile pe an în Europa.

Pentru a compara corect rezultatele raportate recent, trebuie să distingem între studiile care analizează o singură fenofază într-un singur loc, mai multe fenofaze pe sezon într-un singur loc, o fenofază într-o rețea de observație și mai multe fenofaze pe sezon într-o rețea. Toate înregistrările însă sunt date ca o tendință medie a fenofazei / locului / rețelei în zile / an.

Progresele medii ale primăverii în rețeaua Grădinilor Fenologice Internaționale din Europa sunt de -0,20 zile / an (1959-1993, Menzel și Fabian 1999), -0,21 zile / an (1959-1996, Menzel 2000) și -0,27 zile / an (1969-1998, Chmielewski și Rötzer 2001). Un avans de -0,19 zile / an (1951-1998) este dat de Defila și Clot (2001) pentru rețeaua fenologică elvețiană, -0,12 zile / an (1951-1996) și -0,16 zile / an (1951-2000) de Menzel și colab. (2001) și Menzel (2003) pentru rețeaua fenologică germană. Înflorirea liliacului și a caprifoiului din vestul SUA (1957 / 1968-1994, Cayan și colab., 2001) a avansat până la -0.15 și -0.35 zile / an.

Înregistrările fenologice provenite dintr-o rețea cu mai multe locații permit evaluarea reprezentativității spațiale a modificărilor. Aceste date arată dovezi clare ale variabilității spațiale cu diferențe fie între locații, fie pe hărți (Walkovszky, 1998; Schwartz și Reiter 2000; Menzel și Estrella 2001; Menzel și colab., 2001) sau prin descrieri statistice.

În general, apar și tendințe pozitive care indică un debut întârziat al primăverii, însă într-un număr clar mai mic. Doar o treime din stațiile fenologice au tendințe semnificative statistic. Astfel, analizele datelor din rețele dezvăluie clar răspunsuri fenologice, deși acestea sunt uneori neomogene datorită condițiilor locale de microclimat, variației naturale, diferențelor genetice (nu pentru IPG sau alți factori non-climatici).

Pe scară continentală, diferențele geografice sunt evidente cu întârziere mai degrabă decât la începutul fazelor de primăvară, predominante în sud-estul Europei (Menzel și Fabian 1999), avansuri în primăvara în Europa de Vest și Centrală, comparativ cu întârzierile din Europa de Est (Ahas et al. 2002), și diferențe notabile între statele din SUA (Schwartz și Reiter 2000). Variabilitatea în interiorul țărilor nu este o regresie simplă pe latitudine sau longitudine (Germania, Menzel și colab., 2001), iar diferențele observate între regiunile din Elveția se pot datora și gradienților altitudinali clari ai modificărilor (Defila și Clot 2001).

Multe studii care analizează datele/înregistrările fenologice cu mai multe faze într-un anumit loc dezvăluie, de asemenea, progrese clare ale evenimentelor de primăvară din ultimele decenii, deși cu diferențe între specii. Din seria datelor a timpului de înflorire pentru 36 de specii de plante din sudul Wisconsin (1936-1998, incluzând un decalaj de 29 de ani, Bradley și colab. 1999), 10 prezintă progrese semnificative, 10 tendințe nesemnificative (opt mai devreme, două mai târziu) și 16 nu există tendințe, în toate seriile timpurilor fenologice (inclusiv sosirea păsărilor) observate în medie -0,12 zile / an mai devreme. În zona Washington, DC, tendința primelor perioade de înflorire pe an arată un avans semnificativ de -0,08 zile / an, la 100 de angiosperme (89 au tendințe negative, 76 semnificative, 1970-1999, Abu-Asab și colab. 2001).

Înflorirea a 385 de specii în sud-centrul Angliei (1954-2000, Fitter și Fitter 2002) este în medie cu 4,5 zile mai devreme în anii 90 decât în ultimele patru decenii, cu 16% din specii semnificative mai devreme și doar 3% semnificative mai târziu.

Peñuelas et al., (2002) raportează de asemenea, statistici similare. pentru NE Spania, 1952-2000, cu un avans mediu de înflorire de -0,12 zile / an și desfășurarea frunzelor de -0,33 zile / an.

Alte studii dintr-o singură locație cu mai puține faze (Ahas 1999; Beaubien și Freeland 2000; Jaagus și Ahas 2000; Sparks și Manning 2000) raportează, avansarea fazelor de primăvară. Mai mult, există locuri de studiu în care niciuna dintre seriile de timp nu prezintă tendințe semnificative (plesnirea/explozia mugurilor, înflorire și fructificarea la vița de vie în zona Bordeaux (Jones și Davis 2000); desfășurarea frunzelor de mesteacăn de munte și înflorirea căpșunului și murei în Peninsula Kola , Rusia (Kozlov și Berlina 2002).

Tot mai multe studii raportează diferențele de timp cu cele mai mari avansuri la începutul primăverii și progrese notabile ale fenofazelor succesive (de exemplu, Bradley și colab. 1999; Defila și Clot 2001; Menzel și colab., 2001). Sparks and Smithers (2002) sugerează schimbări mai ridicate de temperatură în sezonul timpuriu drept motivul acestei diferențieri sezoniere. Cu toate acestea, Peñuelas et al. (2002) nu au găsit diferențe de sezon pe site-ul lor de studiu în NE Spaniei (regiunea mediteraneană).

În ciuda acestei variații sezoniere, reacțiile mari inter-specifice ale plantelor sunt raportate, de Menzel și Fabian (1999), Abu-Asab și colab. (2001), Defila și Clot (2001), Menzel și colab. (2001), Fitter and Fitter (2002), Kozlov și Berlina (2002) și Peñuelas et al. (2002). Fitter and Fitter (2002) care notează că speciile anuale sunt mai susceptibile să înflorească mai devreme decât plantele perene și speciile polenizate de insecte mai mult decât cele polenizate de vânt. Peñuelas și colab. (2002) nu a observat diferențe între formele de viață ale lui Raunkiaer sau între plantele de origine diferită. Acest răspuns în general distinct al diferitelor specii poate afecta structura comunităților de plante printr-o concurență alterată.

Studii relativ puține au examinat schimbările de la sfârșitul sezonului, cum ar fi culoarea frunzelor sau căderea acestora la plante, dar la acest moment al anului, schimbările par a fi mai puțin pronunțate și arată un model mai heterogen. Tendințele fenofazelor de toamnă ale arborilor de foioase din stațiile fenologice prezintă adesea semnale contradictorii. În medie, fazele de sfârșit de sezon au fost întârziate cu 0,03 până la 0,16 zile / an (Menzel și Fabian 1999; Menzel 2000; Chmielewski și Rötzer 2001; Defila și Clot 2001; Menzel și colab., 2003); Peñuelas și colab. (2002) detectează o întârziere extremă într-o locație din nord-estul Spaniei, unde căderea frunzelor a fost cu 13 zile mai târziu în 2000, comparativ cu 1952, ceea ce a dus la o schimbare medie de 0,26 zile / an. Studiul lui Kozlov și Berlina (2002) reprezintă un exemplu contra avans al căderii de frunze la mesteacăn (22 de zile) în comparație cu anii '30. Aceste descoperiri par să contrasteze cu observația tipică a unui sezon de creștere mai lung în Europa și America de Nord, tot din cauza unei toamne ulterioare. Deși autorii nu raportează nicio dovadă a impactului direct al poluării asupra fazelor fenologice în toamnă, rămâne sub semnul întrebării dacă severitatea crescândă (exclusivă sau predominantă) a poluării mediului din Peninsula Kola este reflectată în acest avans extrem al căderii frunzelor de mesteacăn. În acest caz, fenologia poate servi mai mult ca bio-indicator al schimbărilor globale (inclusiv poluarea aerului) decât a schimbărilor climatice „pure”.

Maturarea fructelor ca fază de toamnă timpurie se comporta diferit. Există un răspuns clar la temperatură, primăvara și vara mai caldă avansând această fază. Câteva exemple de maturare prematură a fructelor sunt datele de recoltare semnificativ mai timpurii la vița de vie în zona Bordeaux (Jones și Davis 2000), cu 9 zile mai devreme fructificarea în 2000 decât 1974 în NE Spaniei (-0,35 zile / an, Peñuelas et al. 2002), maturarea avansată a fructelor Sambucus nigra și Aesculus hippocastanum în Germania (-0,20 și -0,05 zile / an în ultimele cinci decenii, Menzel 2003). Din nou, modelul schimbărilor observat este diferit în Peninsula Kola, cu 10 zile mai târziu, a avut loc maturarea fructelor de coacăz comparativ cu anii 1930 și nici o modificare a maturizării murelor (Kozlov și Berlina 2002).

În total, durata sezonului de creștere a crescut cu până la 3,6 zile pe deceniu în ultimii 50 de ani în Europa (Menzel și Fabian 1999; Menzel 2000; Chmielewski și Rötzer 2001; Defila și Clot 2001; Menzel și colab. 2001; Walther și colab., 2002; Menzel 2003). Peñuelas și colab. (2002) raportează însă o prelungirea tipică de aproape de două ori, cu +0,67 zile / an pentru perioada 1952-2000.

Inconsistențe fenologice

Utilizarea fenologiei ca bio-indicator al schimbărilor climatice are marele avantaj că aceste observații sunt foarte potrivite pentru a ilustra și comunica impactul schimbărilor climatice.

Cu toate acestea, există și unele neconcordanțe care trebuie luate în considerare la compararea rezultatelor raportate. Hughes (2000) a menționat că natura publicării științifice este de o asemenea manieră încât lucrările care arată primăvara datorită încălzirii globale sunt mai susceptibile să fie prezentate și publicate în revistele științifice comparativ cu altele. În plus, speciile și evenimentele observate în sine sunt subiect de selecție. Sparks and Smithers (2002) propun ca alegerea speciilor cu răspuns puternic la temperatură și distribuție comună pe scară largă, specii recunoscute și îndrăgite de populație și care se găsesc în spațiile rurale și urbane să fie preferate pentru observații, acestea fiind observate și în trecut.

În general, observațiile fenologice nu sunt o măsurătoare absolută. Ele depind întotdeauna de eforturile și abilitățile observaționale ale celui care le face și astfel sunt întotdeauna supuse unui anumit grad de inexactitate subiectivă (Menzel 2002). În plus, înregistrările fenologice sunt adesea pline de lacune, datorate schimbării observatorilor (Defila și Clot 2001). Când aceste lacune sau erori de observație apar la începutul sau la sfârșitul înregistrării observației, acestea pot implica unele probleme cu privire la reprezentativitatea temporală a modificărilor observate.

Schimbările fazelor fenologice sunt determinate prin regresie liniară în timp și sunt date ca schimbare absolută (zile) în perioada analizată sau ca panta liniei de regresie (zile pe an).

Problema principală, apărută și pentru alți parametri meteorologici, este că perioada de timp de bază, în special observațiile din anul de început și de sfârșit, influențează puternic tendința rezultantă. De exemplu, creșterea temperaturii și, respectiv, avansul fazelor de primăvară, sunt deosebit de clare pentru seriile de timp care se încheie în anii calzi din anii 90 (1989 și mai târziu, Rapp 2002; Scheifinger și colab., 2002). Figura 9.4 ilustrează acest fapt examinând debutul înregistrat al înfloririi P. avium la Geisenheim în ultimii 100 de ani.

Tendințele liniare din ultimele cinci decenii, în special în ultimii 18 ani (perioadă compatibilă cu sateliții NOAA) sunt mult mai puternice decât pentru întregul secol. Astfel, pentru a compara corect modificările, tendințele ar trebui să fie prezentate în zile pe an, împreună cu perioada de timp analizată.

Sagarin (2001) a concluzionat că majoritatea studiilor ar supraestima avansul raportat al primăverii, deoarece datele lor fenologice sunt date ca date calendaristice (CD) și nu în raport cu echinocțiul vernal (VE). Mărimea acestei prejudecăți ar depinde de durata și perioada acoperită de înregistrare, iar distribuția reală a datelor, a seturile de date cuprinse în secolul XX ar arăta cea mai mare prejudecată. Cu toate acestea, impactul raportat la schimbările climatice asupra fenologiei poate fi influențat doar în mică măsură de această opinie. Reanaliza datelor de înflorire ale P. avium, corectată pentru data de după echinocțiul vernal VE, a relevat faptul că această prejudecată implică o schimbare doar în a treia zecimală a tendinței și este într-o eroare standard a coeficientului de tendință.

Figura 9.4.. Începutul înfloririi P. avium la Geisenheim (49°59”N, 7°58” E, date din Deutscher Wetterdienst).

Pentru trei perioade diferite, rezultatele analizelor de tendințe pentru datele calendaristice (CD), precum și corectate pentru data echinocțiunului de primăvară vernală (VE) sunt date cu o eroare de pantă și standard a pantei (zile/an).

Mai mult decât atât, îngrijorările cu privire la impactul schimbărilor climatice asupra naturii prin schimbări fenologice se referă inevitabil la relația a două sau mai multor evenimente și a interacțiunilor speciilor modificate, cum ar fi modificarea concurenței cu date diferite de desfășurare a frunzelor. Astfel, nu există prejudecăți datorate schimbării datelor echinocțiului de primăvară atunci când analiza implică compararea evenimentelor interrelaționate. Alți factori perturbatori pot fi îmbătrânirea clonelor sau copacilor sub observație pe termen lung (Menzel și Fabian 1999), efectele insulei de căldură urbană (Menzel și Fabian 1999; Rötzer et al. 2000) sau utilizarea diferitelor cultivare și soiuri în observațiile culturilor agricole (Menzel 1998).

Legăturile fenologie – mediu

Confirmarea relației strânse dintre fazele fenologice ale primăverii și temperatură nu este necesară pentru a utiliza datele fenologice ca „proxies” pentru temperatura aerului, deoarece sunt disponibile doar câteva înregistrări fenologice pre-instrumentale. De fapt, fenologia poate comunica publicului impactul schimbărilor globale numai dacă se demonstrează relația dintre schimbarea temperaturii și schimbarea calendarului evenimentelor fenologice.

Spre deosebire de factorii climatici care controlează fenologia toamna, semnalul climatic care controlează fenologia primăvara este destul de bine înțeles. Aproape toate fenofazele se corelează cu temperaturile de primăvară din lunile precedente (de exemplu, Sparks și Carey 1995; Sparks și colab. 2000; Abu-Asab și colab., 2001; Chmielewski și Rötzer 2001, 2002; Menzel 2003). Unele evenimente de primăvară, cum ar fi începutul sezonului de creștere a plantelor în nordul și centrul Europei, se corelează, de asemenea, cu indicele Oscilației Nord-Atlantice (NAO) corespunzător condițiilor climatice de iarnă (Post and Stenseth 1999; Ottersen 2001; Chmielewski și Rötzer 2001; Menzel 2003).

Modelele disponibile pentru fazele de primăvară constituie o altă posibilitate inteligentă de a demonstra relația strânsă dintre fazele de primăvară și temperatură. Relația strânsă dintre fazele de primăvară și temperatura aerului este, de asemenea, baza indicilor fenologici de primăvară pentru înflorire și explozia mugurilor, care sunt folosiți obișnuit pentru a descrie schimbările fenologice (de exemplu, Beaubien și Freeland 2000; Schwartz și Reiter 2000; Schwartz și Chen 2002).

Colorarea frunzelor toamna este explicată considerabil mai puțin prin temperatură. Sunt detectați doi factori de influență care se opun: verile calde târzii care întârzie colorarea frunzelor și temperaturile mai ridicate în lunile mai și iunie care favorizează colorarea acestora. Corespunzător temperaturii, NAO influențează, de asemenea, anomaliile fazelor fenologice (Menzel 2003).

Concluzia lui Sparks and Jeffree (2000) pentru Marea Britanie – că până acum nu au fost detectate efecte semnificative ale precipitațiilor asupra fenologiei – ar putea fi valabilă pentru întreaga Europă Centrală. Cu toate acestea, în studiul lor asupra vegetației mediteraneene, Peñuelas et al. (2002) a constatat că evenimentele fenologice ale speciilor mai puțin tolerante la secetă sau ale plantelor agricole neirigate s-au corelat cu precipitațiile. În viitor, controlul fotoperiodic (suplimentar), efectele CO2, irigarea, fertilizarea și practicile agricole nu pot fi ignorate (Menzel 1998; Peñuelas și colab., 2002).

Comparații cu alte amprente

Modificările observate pentru începutul sezonului nu se limitează strict la plante. Acestea includ, de asemenea, schimbări în calendarul activităților de primăvară, inclusiv reproducerea mai timpurie a primelor păsări, sosirea mai devreme a păsărilor migratoare, apariția mai timpurie a fluturilor sau reproducerea timpurie la amfibieni. Astfel, s-au observat deja diverse aspecte privind schimbări în fenologia plantelor și animalelor în zonele boreale și temperate ale emisferei nordice (Walther și colab. 2002).

Modificările fenologice la păsări și plante sunt adesea similare, așa cum este descris în unele studii transversale ale sistemului (Ahas 1999; Bradley et al. 1999; Peñuelas et al. 2002). Într-un articol de Walther și colab. (2002) se arată că anomaliile desfășurării frunzelor la copaci și sosirea/eclozarea păsărilor prezintă tendințe paralele în Germania, ambele având tendințe avansate încă din anii ’90; apoi temperatura aerului și indicele de oscilare a nord-atlanticului (NAO) sunt corelate negativ cu aceste fenofaze. Cu toate acestea, momentul schimbării în diferite grupuri taxonomice nu este întotdeauna sincron și poate avea consecințe ecologice profunde.

Preocupările majore cu privire la impactul schimbărilor climatice, așa cum este exprimat de fenologie, privesc această dezarmonizare a relațiilor fine în cadrul ecosistemelor, ceea ce duce la decuplarea interacțiunilor între unele specii (Walther și colab., 2002).

Prelungirea sezonului de vegetație din ultimele decenii, care rezultă din înregistrările fenologice terestre la latitudinile medii și superioare ale emisferei nordice, se găsește și în alte seturi de date, cum ar fi imaginile din satelit, înregistrările CO2 și temperaturii etc. Asociată cu o creștere a temperaturii medii globale cu aproximativ 0,6 ° C de la începutul secolului XX, asimetrică, cu o încălzire mai puternică a temperaturii minime zilnice comparativ cu maxima, este detectabilă în toate anotimpurile și în majoritatea regiunilor studiate (Karl et al. 1993; IPCC 2001).

Cele mai multe dintre numeroasele definiții existente ale sezonului de creștere climatologică folosesc datele când temperatura aerului depășește un prag în primăvară și scade sub alt prag în toamnă. Aceste măsuri meteorologice relevă, de asemenea, prelungirea sezonului cald (de exemplu, Rapp și Schönwiese 1994) sau a sezonului fără gheață (Magnuson și colab. 2000; Sagarin și Micheli 2001). Câteva studii au analizat în detaliu prelungirea sezonului fără îngheț în mai multe țări din emisfera nordică (Robeson 2002; Schwartz și Chen 2002; Scheifinger și colab. 2003; Menzel și colab.2001).

Cu toate acestea, diferențele geografice în ceea ce privește schimbările climatice și răspunsurile corespunzătoare ale plantelor sunt destul de comune. Kozlov și Berlina (2002) raportează o scădere a lungimii perioadelor fără zăpadă și gheață, din cauza atât a primăverii întârziate, cât și a toamnei / iernii avansate în Peninsula Kola, Rusia.

Astfel, studiile regionale asupra fenologiei vegetale sunt extrem de importante, întrucât pot face lumină asupra particularităților regionale. În același timp, aceste exemple arată că există diferențe între anotimpurile climatologice și cele fenologice, deoarece o creștere semnificativă a precipitațiilor de zăpadă ar fi putut provoca întârzierea semnificativă a primelor petice dezghețate, în timp ce fazele de primăvară ale plantelor observate nu s-au modificat în timp. Cu toate acestea, datele multitemporale ale sateliților, precum seria de timp NOAA, AVHRR, NDVI, permit și o evaluare a prelungirii sezonului de creștere la latitudinile nordice medii și superioare ale emisferei (Myneni și colab., 1997; Tucker et al. 2001).

Un studiu realizat de Zhou et al. (2001) a constatat o prelungire a sezonului de creștere, atât datorită unui început mai precoce, cât și a unui sfârșit tardiv, de 18 ± 4 zile pentru Eurasia, și de 12 ± 5 zile pentru America de Nord, pe baza estimărilor normalizate ale indicelui de vegetație între 1982 și 1999 pentru 40 -70 ° N. Această extindere a sezonului de creștere cu 1,0 și, respectiv, 0,66 zile / an, depășește rezultatele obținute din „adevărul” fenologic la sol, în special datorită schimbărilor mai mari din toamnă. Atât rezultatele de la sateliți cât și cele de la nivelul solului sunt, de asemenea, în concordanță cu un avans al ciclului sezonier cu –0,2 până la –0,28 zile / an pentru ultimele 2 – 3 decenii și o creștere a amplitudinii ciclului anual de CO2 din anii ’60, derivat din măsurători la termen ale concentrației de CO2 (Keeling și colab. 1996).

Capitolul 10

Agricultura climatică inteligentă: o modalitate de a gestiona schimbările climatice

Climate Smart Agriculture (CSA) este un proiect dezvoltat pentru a ajuta țările să mențină un nivel durabil și adecvat de producție și venit pentru fermieri. Această abordare se bazează pe un punct de vedere durabil, în care agro-ecosistemul este pilonul central în care evaluările privind utilizarea resurselor și a energiei sunt extrem de importante pentru sistemele agricole și alimentare.

În contextul schimbărilor climatice este extrem de important să știi să-ți planifici investițiile, pe baza modului în care se vor evolua condițiile climatice. Din acest motiv, este important să se facă modele de prognoză fiabile care să ajute la luarea alegerilor.

Partea finală a deciziilor bazate pe dovezi este axată pe identificarea nevoilor instituționale și de finanțare pentru implementarea efectivă a acțiunilor prioritare. Abordarea se bazează în principal pe dialogurile dintre experți și non-experți pentru a lua decizii, sub forma unor întâlniri sau ateliere publice sau private.

Este imperios necesară să corelăm investițiile impuse de schimbările climatice în direcția investițiile agricole și să avem o anumită posibilitate de a măsura, semnaliza și ales de-a verifica dacă acțiunile generează beneficii de adaptare și atenuare la schimbările de mediu (Asfaw și Lipper, 2016).

Figura xxx Agricultură climatică inteligentă (CSA)

(Sursa: www.fao.org/climchange/climatesmart ).

Cele trei puncte majore ale CSA sunt productivitatea, adaptarea și atenuarea. Într-adevăr, CSA menține servicii ecosistemice, inclusiv aer curat, apă, alimente și materiale. CSA are mai multe puncte de intrare la diferite niveluri: conectează sistemul alimentar, peisajul, lanțul valoric sau nivelurile politice.

CSA este specifică contextului, de fapt managementul local diferă datorită climatului diferit. În cele din urmă, în cadrul CSA se pot angaja femei sau grupuri marginalizate.

CSA se angajează să implice toți actorii locali, regionali și naționali în procesul de luare a deciziilor, astfel încât să permită o operațiune mai largă și mai durabilă (FAO, 2013).

BIBLIOGRAFIE

Abu-Asab, M.S., P. M. Peterson, S. G. Shelter, and S. S. Orli, 2001, Earlier plant flowering in spring as a response to global warming in the Washington, DC, area, Biodiversity and Conservation, 10, 597-612.

Ahas R., 2001, Estonian phenological calendar, Publicationes Instituti Geographici Universitatis Tartuensis 90, 206 pp.

Ahas, R., Aasa A., 2001, Impact of landscape features on spring phenological phases of maple and bird cherry in Estonia, Landscape Ecology, 16(5), 437-451.

Ahas, R., A. Aasa, A. Menzel, V. G. Fedotova, H. Scheifinger, 2002, Changes in European spring phenology, Int. J. Climatology, 22, 1727-1738.

Allen, R.G., Pereira, L.S., Raes, D. und Smith, M., 1998, Crop evapotranspiration Guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainage Papers. Paper No 56, FAO, Rome, 326 S. http://www.fao.org/docrep/X0490E/X0490E00.htm

Allen, R.G., Pereira, L.S., Raes, D., Smith, M., 1998, Crop evapotranspiration – Guidelines for computing crop water requirements – FAO Irrigation and drainage paper 56, FAO – Food and Agriculture Organization of the United Nations, Rome, ISBN 92–5–104219–5.

Asfaw, S., Lipper, L., 2016, Managing climate risk using climate–smart agriculture – Food and Agriculture Organization of the United Nations.

Asrar, G., Fuch, M, Kanemasu, E.T., et al., 1984, Estimating absorbed photosynthetic radiation and leaf area index from spectral reflectance in wheat. Agron J, vol. 76, 300–306.

Barry, R.G., Chorley, R.J., 2003, Atmosphere, Weather and Climate, 8th Ed.; Routledge Taylor & Francis Group, p. 421, ISBN 0–203–42823–4.

Baumgartner, A. Schnelle F., 1976, International Phenological Gardens (Purpose, results, and development), 16th IUFRO World Congress Oslo Subject Group S1.03, 7 pp.,

Beaubien, E. G., H. J. Freeland, 2000, Spring phenology trends in Alberta, Canada: links to ocean temperature, Int. J. Biometeorol., 44, 53-59.

Binayak, P., Mohanty, M., Lakshmi, C.V., Montzka, C., 2017, Soil Moisture Remote Sensing:State–of–the–Science. Vadose Zone J., doi:10.2136/ vzj2016.10.0105

Blain G.C., 2012, Revisiting the probabilistic definition of drought: strengths, limitations and an agrometeorological adaptation. Bragantia, 71, 1, 132–121.

Boyer, W. D., 1973, Air temperature, heat sums, and pollen shedding phenology of longleaf pine, Ecology, 54, 421-425.

Bradley, N. L., A. C. Leopold, J. Ross, and W. Huffaker, 1999, Phenological changes reflect climate change in Wisconsin, Proc. Natl. Acad. Sci. (USA), 96, 9701-9704.

Branislava Lalic, J. Eitzinger, Anna Dalla Marta, Simone Orlandini, Ana Firanj Sremac, B. Pacher, 2018, Agricultural Meteorology and Climatology, Firenze University Press, Italy

Brocca, L., Crow, W.T., Ciabatta, L., Massari, C, de Rosnay, P., Enenkel, M, Hahn, S., Amarnath, G, Camici, S, Tarpanelli, A., Wagner, W., 2017, A review of the applications of ASCAT soil moisture products. IEEE Journal of Selected Topics in Applied Earth Observations and Remote Sensing 10, 2285–2306.

Campbell, R. K., Sugano A. I., 1975, Phenology of bud burst in Douglas-fir related to provenance, photoperiod, chilling and flushing temperature, Bot. Gaz., 136, 290-298.

Campillo, C., Fortes, R., del Henar Prieto, M., 2012, Solar Radiation Effect on Crop Production, Solar Radiation, Babatunde, E.B. Ed., ISBN: 978–953–51–0384–4.

Cannell, M. G. R., Smith R. I., 1983, Thermal time, chill days and prediction of budburst in Picea sitchensis, J. Appl. Ecol., 20, 951-963.

Cayan, D. R., S. A. Kammerdiener, M. D. Dettinger, J. M. Caprio, D. H. Peterson, 2001, Changes in the Onset of Spring in the Western United States, Bull. Amer. Met. Soc., 82, 399-415.

Chatfield, C., 1988, Problem solving: a statistician guide, Chapman and Hall, London, 261 pp.

Chmielewski F. M.l Rötzer T., 2002, Annual and spatial variability of the beginning of growing season in Europe in relation to air temperature changes, Clim. Res., 19, 257-264,.

Chmielewski, F.M., Köhn W., 1999, Impact of weather on yield components of spring cereals over 30 years, Agricult. Forest Meteorol., 96, 49-58,.

Chmielewski, F.-M., Köhn W., , 2000, Impact of weather on yield and yield components of winter rye, Agricult. Forest Meteorol., 102, 253-261.

Chmielewski, F. M., Rötzer T., 2001, Response of tree phenology to climate change across Europe, Agricult. Forest Meteorol., 108, 101-112,.

Chmielewski, F.M., T. Rötzer, 2002, Annual and spatial variability of the beginning of growing season in Europe in relation to air temperature changes, Clim. Res., 19, 257-264.

Chuine, I., Cour P., Rousseau D. D., 1998, Fitting models predicting dates of flowering of temperate-zone trees using simulated annealing, Plant, Cell and Env., 21, 455-466.

Chuine, I., Cour P., Rousseau D. D., 1999, Selecting models to predict the timing of flowering of temperate trees: implication for tree phenology modelling, Plant, Cell and Env., 22, 113.

Chuine, I., 2000, A unified model for the budburst of trees, J. Theor. Biol., 207, 337-347.

Chuine, I., Beaubien E., 2001, Phenology is a major determinant of temperate tree distributions, Ecol. Letters, 4, 500-510.

Defila, C., Clot B., 2001, Phytophenological trends in Switzerland, Int. J. Biometeorol., 45, 203-207.

Eilart, J., 1959, Phytophenological observation manual (in Estonian), Estonian Naturalists Society, Tartu, 16 pp.

Eilart, J., 1968, Some aspects of history of phenology in Estonia, edited by Ü. Lumiste (in Estonian with summary in German and Russian), Tallinn, Academy of Sciences, 1, 169-176,.

Elmore, A. J., J. F., Mustard, S., Manning J., Lobell, D.B., 2000, Quantifying vegetation change in semiarid environments: Precision and accuracy of spectral mixture analysis and the normalized difference vegetation index. Remote Sens. Environ.,73,87–102.

Emberlin, J., Mullins J., Corden J., Millington W., Brooke M., Savage M., Jones S., 1997, The trend to earlier Birch pollen season in the U. K.: a biotic response to changes in weather conditions?, Grana, 36, 29-33.

Falusi, M., Calamassi R., 1996, Geographic variation and bud dormancy in beech seedlings (Fagus sylvatica L), Ann. Sci. For., 53, 967-979.

Fitter, A. H., Fitter R. S. R., 2002, Rapid changes in flowering time in British plants, Science, 296, 1689-1691,

Haboudane, D., Miller, J.R., Pattey, E., Zarco–Tejada, P.J., Strachan, I., 2004, Hyperspectral vegetation indices and novel algorithms for predicting green LAI of crop canopies: modeling and validation in the context of precision agriculture. Remote Sens. Environ., 90, pp. 337–352.

Hänninen, H., 1990, Modelling bud dormancy release in trees from cool and temperate regions., Acta Forest. Fenn., 213, 1-47, b.

Heide, O. M., 1993, Daylength and thermal time response of budburst during dormancy release in some northern deciduous trees, Physiol. Plant., 88, 531-540.

Hoyningen–Huene, J. v., 1980, Mikrometeorologische Untersuchungen zur Evapotranspiration von bewässerten Pflanzenbeständen. Ber Inst Meteorol Klimatol Univ Hannover Nr. 19:1–168.

Huete, A., Didan, K., Miura, T., Rodriguez, E.P., Gao, X., Ferreira, L.G., 2002, Overview of the radiometric and biophysical performance of the MODIS vegetation indices. Remote Sensing of Environment 83 (2002) 195–213.

Hughes, L., 2000, Biological consequences of global warming: is the signal already apparent? Tree, 15, 56 – 61.

Huynen, M., B. Menne, H. Behrendt, R. Bertollini, S. Bonini, R. Brandao, C. BrownFahrlaender, B. Clot, C. D'Ambrosio, P. de Nuntiis, K.L. Ebi, J. Emberlin, E. Erdei Orbanne, C. Galan, S. Jaeger, S. Kovats, P. Mandioli, P. Martens, A. Menzel, B. Nyenzi, A. Rantio-Lehtimaeki, J. Ring, O. Rybnicek, C. Traidl-Hoffmann, A. vanVliet, T. Voigt, S. Weiland, Wickman M., 2003, Phenology and human health: allergic disorders, Health and Global Environmental Change Series No.1., EUR/o3/5036791, Rome, Italy, 55 pp.

Jaagus, J., R. Ahas, 2000, Space-time variations of climatic seasons and their correlation with the phenological development of nature in Estonia, Clim. Res., 15, 207-219.

Jacimovic, G., 2012, Optimisation of mineral nutrition of wheat depending on weather conditions during the year. University of Novi Sad. PhD dissertation thesis,

Jones, G. V., R. E. Davis, 2000, Climate influences on grapevine phenology, grape composition, and wine production and quality for Bordeaux, France, Amer. J. Enology and Viticulture, 51, 249-261.

Karl, T. R., P. D. Jones, R. W. Knight, G. Kukla, N. Plummer, V. Razuvayev, K. P. Gallo, J. Lindseay, R. J. Charlson, T. C. Peterson, 1993, Asymmetric trends of daily maximum and minimum temperature, Bull. Amer. Meteorol. Soc., 74, 1007-1023.

Keeling, C. D., F. J. S. Chin, T. P. Whorf, 1996, Increased activity of northern vegetation inferred from atmospheric CO2 measurements, Nature, 382, 146-149.

Kikuzawa, K., 1991, A cost-benefit analysis of leaf habit and leaf longevity of trees and their geographical pattern., Am. Nat., 138, 1250-126.

Kikuzawa, K., 1995, Leaf phenology as an optimal strategy for carbon gain in plants, Can. J. Bot., 73, 158-163, b.

Kikuzawa, K., 1995, The basis for variation in leaf longevity of plants, Vegetatio, 121, 89-100, a.

Kikuzawa, K., Kudo G., 1995,Effects of the length of the snow-free period on leaf longevity in alpine shrubs: a cost-benefit model, Oikos, 73, 214-220.

Kikuzawa, K., 1996, Geographical distribution of leaf life span and species diversity of trees simulated by a leaf-longevity model., Vegetatio, 122, 61-67.

Kogan, F. N., Gitelson, A., Edige, Z., Spivak, l., Lebed L., 2003, AVHRR–Based Spectral Vegetation Index for Quantitative Assesment of Vegetation State and Productivity: Calibration and Validation. Photogramm. Engg. & Remote Sensing, 69(8), pp. 899–906.

Kozlov, M., N. Berlina, 2002, Decline in the length of the summer season on the Kola peninsula, Russia, Climatic Change, 54, 387-398.

Kramer, K., Leinonen I., Loustau D., 2000, The importance of phenology for the evaluation of impact of climate change on growth of boreal, temperate and Mediterranean forests ecosystems: an overview, Int. J. Biometeorol., 44, 67-75,

Kupias, R. Mäkinen Y., 1980, Correlations of Alder pollen occurrence to climatic variables, First international conference on aerobiology, Munich,

Lamb, R. C., 1948, Effects of temperature above and below freezing on the breaking of rest in the Latham raspberry, J. Am. Soc. Hort. Sci., 51, 313-315.

Landsberg, J. J., 1974, Apple fruit bud development and growth; analysis and an empirical model., Ann. Bot., 38, 1013-1023.

Leeuwen, W., Orr, B. J., Marsh, S. E., Herrmann, S. M., 2006, Multisensor NDVI data continuity: uncertainties and implications for vegetation monitoring applications, Remote Sens. Environ., vol. 100, pp. 67–81.

Magnuson, J. J., D. M. Robertson, B. J. Benson, R. H. Wynne, D. M. Livingstone, T. Arai, R.A. Assel, R. G. Barry, V. Card, E. Kuusisto, N. G. Granin, T. D. Prowse, K. M. Stewart, V. S. Vuglinski, 2000, Historical trends in lake and river ice cover in the northern hemisphere, Science, 289, 1743-1746.

Manshard, W., 1974, 1968. Agrargeographie der Tropen. English. Tropical agriculture. London ; New York : Longman,

Menzel, A., 1997, Phänologie von Waldbäumen unter sich ändernden Klimabedingungen, Dissertation at the Forest Faculty of the LMU Munich, Forstlicher Forschungsbericht 164,.

Menzel, A., 1998, Zeitliche Trends ausgesuchter phänologischer Phasen in Deutschland aus dem Zeitraum 1951-1996, Unveröff, Bericht an den Deutschen Wetterdienst, 17 pp.

Menzel, A., 2000, Trends in phenological phases in Europe between 1951 and 1996. Int. J. Biometeorol., 44, 76-81,.

Menzel, A., 2002, Phenology, its importance to the global change community, Climatic Change, 54, 379-385,

Menzel, A., 2002, Phenology, its importance to the global change community, Climatic Change, 54, 379-385,.

Menzel, A., Estrella N., 2001, Plant phenological changes, in “Fingerprints” of Climate Change – Adapted behaviour and shifting species ranges, edited by G.-R. Walther, C. A. Burga, and P. J. Edwards, pp. 123-137, Kluwer Academic/Plenum Publishers, New York and London.

Menzel, A., Fabian P., 1999, Growing season extended in Europe, Nature, 397, 659.

Menzel, A., G. Jakobi, R. Ahas, H. Scheifinger, N. Estrella, 2003, Variations of the Climatological Growing Season (1951-2000) in Germany Compared to Other Countries, Int. J. Climatology.

Menzel, A., N. Estrella, P. Fabian, 2001, Spatial and temporal variability of the phenological seasons in Germany from 1951-1996, Global Change Biology, 7, 657-666.

MeteoSchweiz (Editor), 2003, Pflanzen im Wandel der Jahreszeiten – Anleitung für phänologische Beobachtungen, Geographica Bernensia, 287 pp.,

Mulla, D.J., 2013, Twenty five years of remote sensing in precision agriculture: Key advances and remaining knowledge gaps. Bio–systems Engineering 114/4, 358–371

Munger, J.W. and Wofsy, S.C, 2017, Canopy–atmosphere exchange of Carbon, Water and Energy at Harvard Forest EMS tower since 1991. Harvard Forest data archive: HF004.

Muntean, L.S., S. Cernea, G. Morar, M.M. Duda, D. Vârban, S. Muntean, 2014, Fitotehnie, Ed. a IIIa, Ed. Risoprint, Cluj-Napoca.

Myneni, R. B., C. D. Keeling, C. J. Tucker, G. Asrar, R. R. Nemani, 1997, Increased plant growth in the northern high latitudes from 1981 to 1991, Nature, 386, 698-702.

Nejedlik, P., Orlandini, S., 2008, Impact of Climate Change and Variability on European Agriculture – Survey of agrometeorological practices and application in Europe regarding climate change impacts. Final report COST734. Online: http://www.cost734.eu/reports–and–presentations/

Ottersen, G., B. Planque, A. Belgrano, E. Post, P. C. Reid, N. C. Stenseth, 2001, Ecological effects of the North Atlantic Oscillation, Oecologia, 128, 1–14.

Peñuelas, J., I. Filella, P. Comas, 2002, Changed plant and animal life cycles from 1952 to 2000 in the Mediterranean region, Global Change Biology, 8, 531-544.

Peters, A. J., Walter–Shea, E. A., Ji, L., Vina, A., Hayes, M, Svoboda, M.D., 2002, Drought Monitoring with NDVI–Based Standardized Vegetation Index, Photogrammetric engineering and remote sensing, vol. 68(1), pp. 71–76,

Pettorelli, N., Vik, J.O., Mysterud, A., Gaillard, J.M., Tucker, C.J., Stenseth, N.C., 2005, Using the satellite–derived NDVI to assess ecological responses to environmental change. Trends EcolEvol. 2005 Sep;20(9):503–10. Epub 2005 Jun 9. DOI: 10.1016/j.tree.2005.05.011.

Phillipp, M., J. Böcher, O. Mattson, Woodell S. L. J., 1990, A quantitative approach to the sexual reproductive biology and population structure in some Arctic flowering plants: Dryas integrifolia, Silene acaulis and Ranunculus nivalis, Medd Grönl Biosciences, 34, 160.

Porter, J.R., Gawith, M., 1999, Temperatures and the growth and development of wheat: a review. Eur. J. Agron. 10, 23–36.

Post, E., N. C. Stenseth, 1999, Climatic variability, plant phenology, and northern ungulates, Ecology, 80, 1322–1339.

Press, W. H., Flannery B. P., Teukolsky S. A., Vetterling W. T., 1989, Numerical recipes in Pascal, Cambridge University Press, Cambridge, 759 pp.

Rapp, J., C. D. Schönwiese,1994, "Thermische Jahreszeiten" als anschauliche Charakteristik klimatischer Trends, Meteorologische Zeitschrift, 3, 91-94.

Rapp, J., 2002, Konzeption, Problematik and Ergebnisse klimatologischer Trendanalysen für Europa und Deutschland, Berichte des Deutschen Wetterdienstes 212.

Reaumur, R.A.F., 1735, Observations du thermomètre, faites à Paris pendant l'année 1735, comparées avec celles qui ont été faites sous la ligne, à l'isle de France, à Alger et quelques unes de nos isles de l'Amérique., Memoires de l'Académie des Sciences de Paris.

Reed, B.C., Brown, J.F., Zee, D.V., Loveland, T.R., Merchant, J.W., Ohlen, D.O., 1994, Measuring phenological variability from satellite imagery. Wiley Online Library; https://doi.org/10.2307/3235884

Reich, P. B., 1994, Phenology of tropical forests: patterns, causes, and consequences, Can. J. Bot., 73, 164-174.

Robeson, S.M., 2002, Increasing growing-season length in Illinois during the 20th century, Climatic Change, 52, 219-238.

Root, T. L., J. T. Price, K. R. Hall, S. H. Schneider, C. Rosenzweig, A. Pounds, 2003, Fingerprints of global warming on wild animals and plants, Nature, 421, 57-60.

Rötzer, T., M. Wittenzeller, H. Haeckel, J. Nekovar, 2000, Phenology in central Europe – differences and trends of spring phenophases in urban and rural areas, Int. J. Biometeorol., 44, 60-66.

Sagarin, R., 2001, False estimates of the advance of spring, Nature, 414, 600.

Sagarin, R., F. Micheli, 2001, Climate Change in Nontraditional Data Sets, Science, 294, 811.

Sarvas, R., 1974, Investigations on the annual cycle of development of forest trees: Autumn dormancy and winter dormancy, Communicationes Instituti Forestalis Fenniae, 84, 1101,.

Scheifinger, H., A. Menzel, E. Koch, C. Peter, R. Ahas, 2002, Atmospheric mechanisms governing the spatial and temporal variability of phenological observations in central Europe, Int. J. Climatology, 22, 1739-1755.

Schnelle, F., 1958, Ergebnisse aus den Internationalen Phänologischen Gärten in Europa – Mittel 1973-82, Wetter und Leben, 38, 5-17,

Schwartz, M. D., 1997, Spring index models: an approach to connecting satellite and surface phenology, in Phenology in seasonal climates I, edited by H. Lieth and M. D. Schwartz, pp. 23-38, Backhuys Publishers, Leiden.

Schwartz, M. D., 1998, Green-wave phenology, Nature, 394, 839-840.

Schwartz, M. D., 1999, Advancing to full bloom: planning phenological research for the 21st century, Int. J. Biometeorol., 42, 113-118.

Schwartz, M. D., Marotz G.A., 1986, An approach to examining regional atmosphere-plant interactions with phenological data, J. Biogeograph., 13, 551-560.

Schwartz, M. D., Marotz G.A., 1988, Synoptic events and spring phenology, Phys. Geog., 9, 151-161.

Schwartz, M. D., Reiter B. E., 2000, Changes in North American Spring, Int. J. Climatology, 20 (8), 929-932.

Schwartz, M. D., X. Chen, 2002, Examining the onset of spring in China, Clim. Res., 21, 157164.

Schwartz M. D., 2003, Phenology: an integrative environmental science, Edited By Kluwer Academic Publishers Dordrecht / Boston / London, ISBN 1-4020-1580-1.

Sokolowska, J., 1980, Przewodnik fenologiczny, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Wydawnictwa Komunikacji i Lacznosci, Warszawa, 163 pp.

Sparks, T. H., Jeffree, E. P., C. E. Jeffree, 2000, An examination of the relationship between flowering times and temperature at the national scale using long-term phenological records from the UK, Int. J. Biometeorol., 44, 82-87.

Sparks, T. H., M. Manning, 2000, Recent phenological changes in Norfolk, Trans. Norfolk Norwich Nat. Soc, 33, 105-110.

Sparks, T. H., Smithers R. J., 2002, Is spring getting earlier?, Weather, 57, 157-166.

Sparks, T.H., Carey P.D., 1995, The responses of species to climate over two centuries: an analysis of the Marsham phenological record, 1936-1947, J. Ecology, 83, 321-329,.

Spieksma, F. T. Emberlin H., J., Hjelmroos M., Jäger S., Leuschner R.M., 1995, Atmospheric birch (Betula) pollen in Europe: trends and fluctuations in annual quantities and the starting dates of the seasons, Grana, 34, 51-57.

Thaler, S., Eitzinger, J., Trnka, M., Možný, M., Hahn, S., Wagner, W., Hlavinka, P., 2018, The performance of Metop Advanced SCATterometer soil moisture data as a complementary source for the estimation of crop–soil water balance in Central Europe. The Journal of Agricultural Science. https://doi.org/10.1017/S0021859618000011

Thompson, R.D., 1998, Atmospheric Processes and Systems. Routlige, 11, New Fetter Lane, London, ISBN 978–0415171465.

Thorhallsdottir, T. E., 1998, Flowering phenology in the central highland of Iceland and implications for climatic warming in the Arctic, Oecologia, 114, 43-49.

Tomsazewska, T., Rutkowski Z., 1999, Fenologiczne pory roku u uch zmiennosc w wieloleciu 1951-1990, Materialy Badawcze, Seris Meteorlogia – 28, Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Warszawa, 39 pp.

Tucker, C. J., D. A. Slayback, J. E. Pinzon, S.O. Los, R. B. Myneni, M. G. Taylor, 2001, Higher northern latitude normalized difference vegetation index and growing season trends from 1982-1999, Int. J. Biometeorol., 45, 184-190.

Vâtcă S., Ștefania Gâdea, Monica Zdremțan, 2007, Fiziologie vegetală – lucrări practice, Ed. AcademicPress, Cluj Napoca

Vâtcă S., Micle Svetlana, 2018, Complemente de lucrări practice la disciplina Climatologie, AcademicPres, Cluj-Napoca, E-ISBN 978-973-744-702-9

Vâtcă S., Elena Simina Lakatos, 2019, Ecologie urbană, Ed. Școala Ardeleană, Cluj Napoca, ISBN 978-606-797-469-0

Vidal, J.P., Martin, E., Franchistéguy, L., Habets, F., Soubeyroux, J.–M., Blanchard, M., Baillon; M., 2010, Multilevel and multiscale drought reanalysis over France with the Safran–Isba–Modcou hydrometeorological suite. Hydrol. Earth Syst. Sci. 14, 3, 459–478, doi: 10.5194/hess–14–459–2010.

Vuolo, F., Urso, D., De Michele, G., Bianchi, C., Cutting, B., 2015, Satellite– based irrigation advisory services: A common tool for different experiences from Europe to Australia. AGR WATER MANAGE 147: 82–95.

Wagner, W., Hahn, S., Kidd, R, Melzer,T., Bartalis, Z., Hasenauer, S., Figa– Saldana, J., De Rosnay, P., Jann, A., Schneider, S., Komma, J., Kubu, G., Brugger, K., Aubrecht, C., Züge, J., Gangkofer, U., Kienberger, S., Brocca L., Wang, Y., Blöschl, G., Eitzinger, J., Steinnocher, K., Zeil, P., Rubel, F., 2013, The ASCAT soil moisture product: a review of its specifications, validation results, and emerging applications. Meteorologische Zeitschrift 22, 5–33.

Walkovszky, A., 1998, Changes in phenology of the locust tree (Robinia pseudoacacia L.) in Hungary, Int. J. Biometeorol., 41, 155-160.

Walther, G. R., E. Post, P. Convey, A. Menzel, C. Parmesan, T. J. C. Beebee, J. M. Frometin, O. Hoegh-Guldberg, Bairlein F., 2002, Ecological responses to recent climate change, Nature, 416, 389-395.

Walther, G. R., E. Post, P. Convey, A. Menzel, C. Parmesan, T. J. C. Beebee, J. M. Frometin, O. Hoegh-Guldberg, F. Bairlein, 2002, Ecological responses to recent climate change, Nature, 416, 389-395.

Walther, G.-R., Eric Post, Peter Convey, Annette Menzel, Camille Parmesan, Trevor J. C. Beebee, Jean-Marc Fromentin, Ove Hoeg-Guldberg, Franz Bairlein, 2002, Ecological responses to recent climate change, Nature, 416, 389-395,.

Ward, J.K., Tissue, D.T., Thomas, R.B., Strain, B.R., 1999, Comparative responses of model C3 and C4 plants to drought in low and elevated CO2. Glob. Change Biol., 5, 857–867, 10.1046/j.1365–2486.1999.00270.x.

Wilhite, D.A., Glantz, M.H., 1987, Understanding the Drought Phenomenon: The Role of Definitions. Water Int. 10, 3, 111–120.

Wilhite, D.A., 2000, Drought as a Natural Hazard: Concepts and Definitions. In: Drought: A Global Assessment, Vol. I, D.A. Wilhite Ed., Drought Mitigation Center Faculty Publications. 69.

Wilhite, D.A., 2005, The Role of Disaster Preparedness in National Planning with Specific Reference to Droughts. In: Natural Disasters and Extreme Events in Agriculture, Sivakumar, M.V., Motha, R.P., Das, H.P. Eds.; Springer, Berlin, Heidelberg, ISBN 978–3–540–22490–7

WMO, 2008, Guide to Meteorological Instruments and Methods of Observation. World Meteorological Organization, 2008, WMO-No. 8, p.716, ISBN 978-92-63-10008-5

Xie, Y., Sha, Z., Yu, M., 2008, Remote sensing imagery in vegetation mapping: a review. Journal of Plant Ecology, Volume 1, Issue 1, Pages 9–23, https://doi.org/10.1093/jpe/rtm005

Zhou, L., C. J. Tucker, R. K. Kaufmann, D. Slayback, N. V. Shabanov, R. B. Myneni, 2001, Variations in northern vegetations activity inferred from satellite data of vegetation index during 1981 to 1999, J. Geophysical Research, 106(D17), 20,069-20,083.

Resurse web:

http://glossary.ametsoc.org/wiki/Main_Page

http://rs.geo.tuwien.ac.at/data–viewers/

http://rs.geo.tuwien.ac.at/data–viewers/

http://vegetation.cnes.fr

http://www.arso.gov.si/projekti/feno/

http://www.bio.mq.edu.au/ecology/BioWatch

http://www.businessinsider.de/commercial-drone-uses-agriculture-business–military-2017–8?r=US&IR=T

http://www.dow.wau.nl/msa/epn/

http://www.droneomega.com/drones–in–agriculture/

http://www.droneomega.com/drones–in–agriculture/

http://www.dwd.de

http://www.fao.org/publications/sofa/2013/en/

http://www.icp-forests.org/

http://www.loodus.ee/lus/

http://www.phenology.org.uk

https://agfundernews.com/4–things–know–remote–sensing–agriculture.html

https://agfundernews.com/remote–sensing–powers–precision–agriculture.html

https://business.esa.int/projects/showcases/smart–farming-satellites

https://cloudatlas.wmo.int/home.html

https://earthobservatory.nasa.gov/Features/MeasuringVegetation/

https://earthobservatory.nasa.gov/Features/MeasuringVegetation/measuring_vegetation_2.php

https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps

https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps/view.php?d1=MODAL2_M_CLD_FR

https://earthobservatory.nasa.gov/GlobalMaps/view.Php?D1=TRMM_3B43M

https://ec.europa.eu/jrc/en/mars

https://glovis.usgs.gov/

Landsat

https://landsat.usgs.gov/

https://nelson.wisc.edu/sage/data–and models/atlas/maps.php?Catnum=3&type=Ecosystems

https://www.dwd.de/DE/ fachnutzer/freizeitgaertner/2pflanzenentwicklung/node.html

https://www.ipcc.ch/report/ar5/syr/

https://www.meteoschweiz.admin.ch/ home.html?tab=overview

www.agrar.hu-berlin.de/pflanzenbau/agrarmet/ ipg.html

www.ceos.org

www.ceos.org/pages/CEOSResponse_1010A.pdf

www.chmi.cz

www.cr.usgs.gov/pub/imswelcome/

www.emhi.ee

www.esa.int/eo

www.eumetsat.int

www.fao.org/climchange/climatesmart

www.globe.gov

www.ncdc.noaa.gov

www.nesdis.noaa.gov

www.orbit.nesdis.noaa.gov

www.shmu.sk

www.zamg.ac.at