UNIVERSIDAD UNIVERSIDAD NACIONAL AGRARIA LA L A MOLINA
INFORME Nº 2: PERFIL DE TEMPERATURA Y HUMEDAD HUMEDAD EN DIFERENTES INTERFASES
CURSO
:
Micrometeorología
INTEGRANTES
:
Alderete Malpartida, Malpartida , Marleni Calle Fernández, Juan Marcos Mendoza Revollar, Cristina Príncipe Polar, Gabriela Trinidad Lequerica, Ximena
PROFESOR
:
Jerónimo García Villanueva
GRUPO
:
4
Viernes, 08 de Mayo del 2015. 2015 .
I. INTRODUCCIÓN Se llama perfil a la distribución vertical de cualquier variable meteorológica que pueda indicar disminución, aumento o ausencia de variación vertical. Con excepción del viento, el perfil de casi todas las variables meteorológicas muestra disminución vertical, debido a que la fuente de calor se encuentra en la superficie del medio o en algún punto próximo al nivel cero. Los perfiles son de utilidad ya que nos permiten conocer el sentido del flujo vertical de la propiedad en consideración y además para cuantificar la intensidad del gradiente vertical de dicha propiedad. En sistemas de campos de bosques, campos de cultivo, sistemas acuáticos, etc., existen la necesidad de cuantificar la pérdida de agua y calor, las cuales son directamente proporcionales a la intensidad del gradiente vertical de humedad y temperatura. El gradiente térmico vertical es un indicador de la turbulencia térmica y por ende del grado de difusión vertical. Es muy importante conocer el cambio diurno de los perfiles de temperatura desde una salida del sol hasta otra, donde pueden identificarse el periodo neutral, periodo de gradiente y el periodo de inversión. Para identificar dichos periodos es necesario comparar el gradiente térmico vertical con el gradiente adiabático seco. Los procesos de transferencia y difusión vertical son completamente distintos en cada caso y es por ello que es importante su conocimiento e identificación.
II. OBJETIVOS
Mostrar perfiles de temperatura y humedad para interfases suelo- aire y cultivo- aire.
Identificar el sentido de flujo de calor y vapor de agua en las interfases en consideración.
Cuantificar el gradiente térmico vertical para cada situación.
III. MARCO TEÓRICO PERFIL DE TEMPERATURA La troposfera se calienta desde abajo por acción del calor latente, de la radiación de onda larga y del calor sensible. En respuesta al exceso de calentamiento que experimentan los trópicos, la troposfera por encima de esas regiones se expande en sentido vertical. Además, las profundas nubes tropicales transfieren calor latente a la atmósfera superior. El resultado es que la tropopausa alcanza su nivel máximo en los trópicos. La altura media de la tropopausa en las regiones tropicales es casi 7 km mayor que en los polos. La capa inferior de la troposfera se conoce como la capa límite planetaria o CLP. En esta capa de la atmósfera, que está en contacto con la superficie y experimenta los efectos de la fricción, se produce el intercambio de calor, humedad y momento entre la atmósfera y la superficie. El movimiento en la capa límite es turbulento. La CLP está sometida a los efectos de la superficie y, por tanto, está sujeta a bruscos cambios diurnos de temperatura, vientos y profundidad.
Imagen Nº 1
GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA El gradiente vertical de temperatura se define como el gradiente en el que la temperatura del aire cambio con la altura. El verdadero gradiente vertical de temperatura de la atmósfera es aproximadamente de 6 a 7ºC por Km (en la troposfera) pero varía mucho según el lugar y la hora del día. Una disminución de temperatura con la altura se define como un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura c omo uno positivo. El comportamiento de la atmósfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de la estabilidad atmosférica. Una atmósfera estable resiste la circulación vertical; el aire que se desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial. Esta característica de la atmósfera le confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Para comprender la estabilidad atmosférica y su importancia en la dispersión de la contaminación, es fundamental al entender los mecanismos de la atmósfera porque están relacionados con la circulación atmosférica vertical. Factores que la influyen:
La conductividad molecular: Lograría una atmósfera isoterma. Proceso muy lento.
La radiación: la radiación solar es causante de la energía que mantiene y produce todos los procesos atmosféricos sobre la tierra, jugando un papel muy importante la tierra en la conversión de esa radiación en calor sensible y en la distribución sobre la misma y sobre la atmósfera.
La turbulencia y convección: tiende a uniformizar la temperatura potencial y establecer el gradiente adiabático. Imagen Nº 2: Estructura de la tropósfera
GRADIENTE ADIABÁTICO SECO Una parcela de aire ascendente se expande y se enfría, mientras una parcela de aire descendente se contrae y se calienta. Este proceso se denomina adiabático, porque la parcela no gana ni pierde calor. Los procesos adiabáticos no explican por completo los cambios de temperatura que ocurren en las parcelas de aire reales (como las columnas de humo) cuando ascienden o descienden, porque la atmósfera está constantemente mezclándose. Sin embargo, en los términos más simples podemos decir que si una parcela de aire no está saturada (no contiene nubes o niebla, se enfriará a un ritmo constante de 1 °C por cada 100 m de altura. Este ritmo de cambio, que se denomina gradiente adiabático seco, nos permite predecir los cambios que se producen en la temperatura de una parcela a medida que se desplaza hacia arriba o hacia abajo.
Imagen Nº 3: Ambiente húmedo estable
GRADIENTE ADIABÁTICO HÚMEDO Si la parcela de aire está saturada, se enfriará o calentará de acuerdo con el gradiente adiabático húmedo (o saturado). A diferencia del gradiente adiabático seco, que es constante, el gradiente adiabático húmedo varía, pero utilizamos un valor promedio de 0,6 °C por cada 100 m de altura.
El gradiente adiabático húmedo es menor que el gradiente adiabático seco, porque a medida que una parcela de aire saturado se eleva, el enfriamiento produce condensación. Esto se debe a que la temperatura del aire saturado equivale a la temperatura de punto de rocío. Por un lado, la condensación reduce la temperatura de punto de rocío hasta que sea equivalente a la temperatura del aire y se mantenga una humedad relativa del 100%. Por otro lado, la condensación del vapor de agua libera calor y aumenta la temperatura de la parcela, reduciendo el enfriamiento al ritmo promedio de 0,6 °C por 100 m.
ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA
La estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimiento vertical de la porción (elevación o caída). Este movimiento se caracteriza por cuatro condiciones básicas que describen la estabilidad general de la atmósfera. En condiciones estables, el movimiento vertical se inhibe, mientras que en condiciones inestables la porción de aire tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo. Las condiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire después del gradiente de calentamiento o enfriamiento adiabático. Cuando las condiciones son extremadamente estables, el aire frío cercano a la superficie es "entrampado" por una capa de aire cálido sobre este. Esta condición, denominada inversión, prácticamente impide la circulación vertical del aire.
CONDICIONES INESTABLES
La porción de aire que empieza a elevarse se enfriará en el gradiente adiabático seco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en el gradiente adiabático húmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que el gradiente vertical adiabático, de modo que la porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. La diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperatura del ambiente y el gradiente vertical adiabático seco en realidad aumenta con la altura, al igual que la flotabilidad.
Imagen Nº 4
A medida que el aire se eleva, el aire más frío se mueve por debajo. La superficie terrestre puede hacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, la circulación vertical en ambas direcciones aumenta y se produce una mezcla vertical considerable. El grado de inestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre los gradientes verticales ambientales y los adiabáticos secos. La figura muestra condiciones ligeramente inestables y condiciones muy inestables.
Imagen Nº 5
CONDICIONES NEUTRALES
Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismo que el gradiente vertical adiabático seco, la atmósfera se encuentra en estabilidad neutral. Estas condiciones no estimulan ni inhiben el movimiento vertical del aire. La condición neutral es importante porque constituye el límite entre las condiciones estables y las inestables. Se produce durante los días con viento o cuando una capa de nubes impide el calentamiento o enfriamiento fuerte de la superficie terrestre.
Imagen Nº 6:
CONDICIONES ESTABLES
Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabático (se enfría a menos de 9,8 °C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulación vertical. Este es un gradiente vertical subadiabático. El aire que se eleva verticalmente permanecerá más frío y, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de elevación, el aire que se elevó regresará a su posición original. Las condiciones estables se producen durante la noche, cuando el viento es escaso o nulo.
Imagen Nº 7
IV. MATERIALES Y PROCEDIMIENTO MATERIALES Psicrómetro (niveles de 0, 30, 50, 100 y 160 cm). Multímetro. Libreta de campo. Gráficos Resistencia vs Temperatura de los termistores calibrados. Estacas de varilla metálica para parar los psicrómetros. Agua
PROCEDIMIENTO La interfase de estudio es: suelo desnudo-atmósfera y suelo de cultivo-atmósfera Perfil de Temperatura 1. Se selecciona el terreno donde se van a realizar las mediciones tanto para las interfaces: suelo desnudo-atmósfera y suelo c ultivo-atmósfera. 2. Distancia entre psicrómetros debe ser la menor posible. 3. Se procede a tomar los datos de los termistores con bulbo seco (Ts) y húmedo (Th). 4. Con los datos obtenidos se procede a calcular la temperatura utilizando las respectivas ecuaciones.
5. Una vez obtenidos los datos de temperatura tanto de bulbo seco como bulbo húmedo se calcula la presión de vapor, para lo cual se utilizó la siguiente ecuación:
Dónde: : Presión de vapor de agua, en mb. : Presión de vapor de saturación a la temperatura del bulbo húmedo, en mb. : Calor específico del aire seco a presión constante, 0.24 cal/g °C. -0.0001169Z , en mb. : Presión atmosférica, 1014.78e : 0.622. : 597.3 – 0.56Ts, en cal/g. : Temperatura del aire, en °C. : Temperatura del bulbo húmedo, en °C. Para la presión de vapor de saturación a la temperatura del bulbo húmedo ( , se utiliza la ecuación de Tetens para su cálculo:
Para la cuantificación del gradiente térmico vertical ( ) promedio, en K/m:
Dónde: Tf : Temperatura del aire en el punto final, en K. Ti: Temperatura del aire en el punto inicial, en K. Zf : Altura del punto final, en m. Zi: Altura del punto inicial, en m. Para determinar este coeficiente, realizar una regresión lineal entre la temperatura y la altura Z.
Realizar la prueba estadística de Fisher, y de no ser significativo para un nivel de significación de 10%, probar la regresión exponencial:
1. Considerando que Ti es igual a la temperatura del aire en el nivel 0 cm .Elaborar el perfil de temperatura con los datos de temperatura del aire promedio para el periodo de observación. 2. Elaborar el perfil vertical de humedad atmosférica con los datos de presión de vapor de agua promedio para el periodo de observación.
V. RESULTADOS Y DISCUSIONES
Interfases Suelo desnudo – Atmósfera Niveles cm
Bulbo Seco T
R
T
0 30 50 100 160
30.05 29.01 28.98 28.59 28.1
415 489 445 449 503
0 30 50 100 160
28.9 28.76 28.59 27.75 27.22
0 30 50 100 160 0 30 50 100 160
Cultivo - Atmósfera
Bulbo Húmedo R
Niveles cm
Bulbo Seco
Bulbo Húmedo
T
R
T
R
23.33 22.91 22.41 21.89 21.25
566 575 536 562 596
0 30 50 100 160
27.84 28.33 27.03 26.85 25.38
450 501 478 478 556
22.16 22.20 21.56 21.57 20.31
591 570 552 568 615
433 493 452 463 519
22.98 22.59 22.09 21.42 21.3
574 582 542 571 595
0 30 50 100 160
28.33 27.08 26.92 26.97 26.12
442 524 480 476 541
21.97 21.64 20.74 19.78 19.68
595 581 568 603 628
29.04 28.88 28.19 27.26 27.3
431 491 458 471 518
23.17 22.88 21.98 22.05 21.41
570 576 544 559 593
0 30 50 100 160
27.36 26.77 27.44 25.19 26.58
458 530 471 507 532
23.07 22.81 22.30 21.26 20.60
572 558 538 574 609
28.78 28.36 27.93 27.21 26.96
435 500 463 472 524
22.54 22.35 22.2 21.68 21.45
583 587 540 566 592
0 30 50 100 160
28.70 27.78 27.21 27.68 26.94
436 511 475 464 525
21.65 21.49 21.61 21.47 21.10
602 584 551 570 599
Promedios
Suelo desnudo - Atmósfera Niveles (cm)
Bulbo Seco
Bulbo Húmedo
T (°C)
Th (°C)
0
29.19
23.01
23.92
30
28.75
22.68
23.44
50
28.42
22.17
22.48
100
27.70
21.76
22.04
160
27.40
21.35
21.32
e (mb)
Cultivo - Atmósfera Niveles (cm)
Bulbo Seco
Bulbo Húmedo
T (°C)
Th (°C)
0
28.06
30
e
e(bh)
22.21
22.82
26.76
27.49
22.04
22.81
26.48
50
27.15
21.55
21.95
25.71
100
26.67
21.02
21.08
24.88
160
26.25
20.42
20.07
23.99
T(Cº) = -1.1491*Z + 29.074
Perfil vertical de temperatura : suelo - atmosfera
Fi ura 1
1.8 1.6
y = -0.8324*x) + 24.231 R² = 0.9565
1.4 1.2
) m 1 ( a r u t 0.8 l A
0.6 0.4 0.2 0 27
27.5
28
28.5
TEMPERATURA(C ) º
29
29.5
T(Cº) = -1.0858*Z + 27.863
Figura 2
Perfil vertical de temperatura Cultivo - Atmósfera
y = -0.8752x + 24.419 R² = 0.9502
1.6 1.4 1.2
) m 1 ( a r 0.8 u t l 0.6 A
0.4 0.2 0 26.0
26.5
27.0
27.5
28.0
28.5
Temperatura (°C)
T(Cº) = -1.0394*Z+ 22.901 Perfil vertical de temperatura suelo - atmosfera (bh)
Fi ura 2
y = -0.9153x + 20.994 R² = 0.9514
1.5 ) m 1 ( a r u t l A 0.5
0 21 -0.5
21.5
22
22.5
Temperatura(C ) º
23
23.5
T(Cº) = -1.1592x + 22.238 figura 4.
Perfil de temperatura Cultivo - Atmósfera (bh)
1.6 y = -0.8477x + 18.864 R² = 0.9827
1.4 1.2 ) 1 m ( a r 0.8 u t l A0.6
0.4 0.2 0 20.5
21.0
21.5
22.0
22.5
Temperatura (°C)
figura 5
Perfil vertical de presion de vapor suelo desnudo y = -0.5785x + 13.777 R² = 0.9311
2 1.5 ) m 1 ( a r u t l A 0.5
0 21 -0.5
21.5
22
22.5
23
PRESION DE VAPOR(mb)
23.5
24
24.5
figura 6
Perfil vertical de presion de vapor Cultivo - Atmósfera
1.6 y = -0.5247x + 12.091 R² = 0.9673
1.4 1.2 ) 1 m ( a r 0.8 u t l A0.6
0.4 0.2 0 20.0
20.5
21.0
21.5
Presión de Vapor (mb)
Prueba F: SUELO DESNUDO:
Dónde: =5 P = 2 N
[]
0.9565 Significativo para α = 0.1
SUELO CON CULTIVO:
Dónde: =5 P = 2 N
0.9502
[]
22.0
22.5
Significativo para α = 0.1
suelo desnudo atmosfera suelo cultivo atmosfera
γ γ
--1.491
ºC/m
-1.0858
ºC/m
α=0.1
R^2
Fc
Ft(0.9;2;2)
suelo desnudo
0.9565
21.98
9
cultivo
0.9502
19.08
9
VI. DISCUSIONES En la figura (1) se muestra el perfil vertical de la temperatura en la interface suelo desnudo atmosfera en la cual se observa que la temperatura del aire disminuye con la altura, esto se debe a muchos factores como la convección producida por el calentamiento terrestre (durante el día, la superficie de un suelo absorbe una buena parte de la radiación incidente y por consiguiente se calienta). El calentamiento depende antes que todo del color del suelo, siendo que la reflexión es tanto más intensa cuanto más claro sea su color. En la figura (2) se muestra el perfil vertical de la temperatura en la interface cultivo atmosfera en la cual se observa que la temperatura del aire disminuye con la altura, sin embargo en este el gradiente de temperatura es menor al gradiente vertical en la interface suelo – atmosfera esto se debe a que la vegetación actúa como una capa aislante entre la superficie y el aire, disminuye la acumulación de calor durante el día ,además tener un efecto enfriante a causa del proceso de evapotranspiración el cual consume energía . También se puede observar que γ>r (estratificación inestable) lo c ual también indica que la
temperatura disminuye con la altura, el cual corresponde con un perfil superadiabático, característico de los perfiles diurnos en la capa superficial. Se debe mencionar también que las temperaturas máximas fueron obtenidas en el suelo sin cubierta vegetal esto se debe a que el suelo desnudo refleja más radiación solar, tiene menor capacidad de almacenamiento de calor y menor conducción térmica . En cuanto a los perfiles de presión de vapor(figura 5 y 6) se puede observar que a mayor altura disminuye la presión de vapor (e) , se sabe que la presión de vapor depende directamente de la
temperatura. Así, a mayor temperatura e es mayor y viceversa. Esto se debe también a que en las capas de aire próximas a la superficie se encuentra mayor concentración de vapor de agua que en alturas alejadas de ella. Se realizó la prueba Fisher para los perfiles de temperatura en suelo desnudo y cultivo, los cuales pasaron la prueba estadística (Fc>Ft), lo cual indica que los datos obtenidos fueron los correctos ,lo cual no ocurrió cuando se hizo la primera medición por ello se volvió a hacer el experimento corrigiendo los errores cometidos en el primer intento, como evitar que los termistores tengan contacto directo con el sol, además de esperar a que los termistores de bulbo húmedo lleguen a saturarse en el tiempo esperado.
VII. CONCLUSIONES
La temperatura es directamente proporcional a la presión de vapor, a menor temperatura menor presión de vapor de agua (véase figuras 5 y 6). Los gradientes verticales de temperatura son mayores en sistemas desnudos (Y=- 1.491C/m] sistemas suelo desnudo - atmósfera, Y= -1.0858 [C/m] sistema cultivo atmósfera) de maleza que los sistemas de cultivo. La gradiente vertical resultó ser mayor en el suelo desnudo, lo que verificó que la intensidad en este es mayor, y la disminución en el suelo cultivo ya que los suelos cubiertos con plantas regulan la temperatura (EVAPOTRANSPIRACION). Además la alta intensidad de la temperatura a niveles bajos nos indica que la fuente de calor es la superficie, la misma que irradia la luz del sol, nuevamente hacia la atmosfera, pero que la misma disminuye conforme se aleja de la fuente de calor. El sentido del flujo es de niveles de mayor a menor concentración y su magnitud está en relación directa a l a intensidad del gradiente vertical de la temperatura y presión de vapor.
VIII. BIBLIOGRAFÍA J. Garcia V. 2011., “Manual de prácticas de Micrometeorología”, UNALM.
Comet MetEd https://www.meted.ucar.edu/
