Flujo de calor latente y humedad del aire

Fitotecnia General. Bloque II. Profesor: Joaquín Hernández

Tema. 4. Flujo de calor latente y humedad del aire 4.1. Introducción 4.2. Humedad del aire 4.3. Otras medidas de humedad 4.4. Diagramas sicrométricos 4.5. Perfiles de humedad

4.6. Flujo de calor latente

4.1. INTRODUCCIÓN El contenido de vapor de agua del aire es uno de los factores mas importantes de la atmósfera desde el punto de vista de producción de cultivos ya que va determinar la tasa de transpiración de agua hacia la atmósfera y la evaporación de agua desde el suelo fijando las necesidades de riego del cultivo. También condiciona la temperatura del cultivo e influye sobre el desarrollo de

patógenos. Además los cambios de estado del agua que ocurren en la atmósfera y en los cultivos (evaporación, condensación, sublimación, congelación, fusión) suponen el transporte de grandes cantidades de energía. Por ejemplo, cuando se congela 1 kg de agua se desprenden aproximadamente 0,34 MJ (calor de fusión) y la misma cantidad se requiere para derretir hielo o nieve. Así la energía que se consume o que se libera a partir de los cambios de estado del agua es un mecanismo para el transporte de grandes cantidades de calor hacia y desde la superficie de la tierra.

Estos intercambios de energía por los cambios de estado del agua influyen en el balance energético. Como vimos en el tema anterior en un ambiente donde hay agua disponible (donde los cultivos pueden transpirar sin grandes limitaciones) el componente mayoritario del balance es el flujo de calor latente (LE). Para valorar el efecto pongamos un ejemplo: Un invernadero donde está entrando 700 W m-2 de radiación global. Durante una hora se acumularán 2,52 MJ m-2. Si el invernadero está vacío (sin cultivo que transpire) y no se riega (con lo que la humedad de suelo es baja) la mayor parte de esa energía se usará en calentar el ambiente (H o el flujo de calor sensible será mayoritario en el balance). Si embargo, si tenemos un cultivo con un buen desarrollo foliar y


bien regado una parte importante de la energía se utilizará en evapotranspiración quedando una menor cantidad de energía disponible para el calentamiento del aire. La evapotranspiración de 1 litro de agua por metro cuadrado supone un consumo de 2,45 MJ m-2. Es decir, la evaporación de 1 litro de agua consume casi la totalidad de la energía que entra en el sistema si la radiación media es de 700 W m-2. 4.2. HUMEDAD DEL AIRE La presión del aire en la atmósfera es la suma de la presión parcial ejercida por todos los gases que la constituyen. El agua, en forma de vapor, es uno de los constituyentes del aire y por tanto ejercerá una presión parcial que denominaremos presión de vapor (ea). La evaporación ocurre cuando las moléculas de agua se liberan de sus fuerzas de atracción y se escapan desde una superficie formando vapor en el espacio que hay por encima. Algunas moléculas se ponen en contacto con la superficie y son recapturadas por el líquido hasta que finamente se establece un estado de equilibrio dinámico entre el numero de moléculas que escapan y las que son recapturadas. En este punto, se dice que el aire está saturado. La presión de vapor en condiciones de saturación (es o presión de vapor de saturación) depende exclusivamente de la temperatura:

es = 0,61078 exp17,275 𝑇 (º𝐶)𝑇 º𝐶 + 237,3

donde T es la temperatura en ºC y es la presión de vapor de saturación en kPa (kilo pascales) (se trata de una ecuación empírica y adimensional).


La consecuencia de que es dependa exclusivamente de la temperatura es que si aumentamos la misma el aire es capaz de contener más agua, o al contrario, si bajamos la temperatura de un ambiente no saturado podemos provocar las condiciones saturantes. Normalmente la atmósfera se encontrará en condiciones de

subsaturación por lo que ea<es. La relación que existe entre ambos valores es la humedad relativa que se define como el cociente entre la presión de vapor de una masa de aire y la presión de vapor de saturación a la misma temperatura

HR = 100 xeaes

La humedad relativa lo que nos indica es el grado de saturación del ambiente. Por ejemplo, para una determinada temperatura una humedad del 70% lo que nos está indicando es que el aire sería capaz de admitir hasta otro 30% más de agua sin llegar a saturarse. En ocasiones los valores de humedad ambiental no son adecuados para los cultivos. Valores cercanos a la saturación son perjudiciales dado que se puede producir condensación sobre los cultivos y se favorecen los ataques criptogámicos. Además se limita la evapotranspiración. En estos casos debemos deshumidificar el ambiente lo cual se consigue aumentado es o disminuyendo ea. Como ya hemos visto para aumentar es hay que aumentar la temperatura del aire. Para disminuir ea hay que “retirar” agua del ambiente (mediante la utilización de sales higroscópicas o provocando condensación en superficies frías, por ejemplo). Cuando la humedad relativa es muy baja la evapotranspiración de los cultivos es muy elevada, lo que podría provocar stress hídrico. Para aumentar la humedad debemos aumentar ea o disminuir es. En el primer caso deberemos “liberar” agua en el ambiente (mediante riego o bien con nebulización de agua). Para disminuir es debemos bajar la temperatura del aire. Un concepto de gran interés para el manejo de los cultivos es el déficit de presión de vapor (DPV) que es simplemente la diferencia entre es y ea.

DPV = es-ea El DPV nos indica el poder desecante de la atmósfera, de modo que éste será mayor cuanto mayor sea el déficit.


El concepto del DPV es muy útil para el manejo del ambiente aéreo de los cultivos porque nos permite establecer umbrales o consignas de trabajo. Por ejemplo, para un cultivo de tomate podemos establecer unos límites entre 0,5 y 2,5 kPa. Por debajo de 0,5 kPa estaría muy limitada la evapotranspiración y por encima de 2,5 sería demasiado alta. Cuando los valores de DPV se encuentran dentro de esa horquilla no necesitaremos realizar ninguna actuación y actuaríamos generando déficit o minorándolo cuando estemos, respectivamente, por debajo o por encima de los valores umbrales. Otro concepto interesantes es el punto de rocío Td que es la temperatura a la que se debe enfriar una masa de aire (sin cambiar su contenido de vapor de agua y a presión constante) para que alcance la saturación. Es una medida indirecta (ya que es un valor de temperatura) para conocer la cantidad de vapor de agua del ambiente pero muy útil ya que nos permite calcular ea como vemos en éste ejemplo:

Si estamos a una temperatura To calculamos es para esa temperatura. Empezamos a bajar la temperatura hasta que se produzca la condensación. En el momento en que se produce la condensación se ha alcanzado el punto de

rocío Td (DP en esta figura). En ese momento es (para una temperatura igual a Td) es igual a ea por lo que calculamos es para esa temperatura y ya tenemos la presión de vapor del ambiente.


4.3. OTRAS MEDIDAS DE HUMEDAD Existen otras formas de expresar el contenido de vapor de agua del aire. Humedad absoluta: Es la cantidad de vapor de agua por unidad de volumen (g

m-3). Humedad específica: Es la cantidad de vapor de agua contenida en una masa

de aire húmedo. Se expresa en gramos de agua por kilogramo (g kg-1).

Temperatura húmeda Tw(o temperatura de bulbo húmedo): No es una medida

directa del contenido de agua en el aire, ya que es una temperatura, pero nos permite, calcular ea. La temperatura del aire disminuye cuando el agua se evapora. La temperatura húmeda es la temperatura más baja a la que se puede bajar una masa de aire, manteniendo su contenido energético

sin provocar la condensación. Los dispositivos que utilizan estos termómetros son los psicrómetros de bulbo seco y bulbo húmedo y son de gran interés en agronomía por ejemplo para su utilización para predecir heladas.

El termómetro de bulbo seco (Ta) nos proporciona la temperatura ambiente. El de bulbo húmedo está recubierto por una algodón humedecido del que se evapora agua en función del DPV del aire exterior. Esa evaporación de agua provoca el enfriamiento del termómetro, que será mayor cuanto más seco esté el ambiente.

Entalpía: No es, tampoco, una medida directa del contenido de vapor de agua

del aire, sino que es la magnitud que caracteriza el contenido energético total del aire por unidad de masa (kJ kg-1). Representa la cantidad de energía que almacena una masa de aire en función de su temperatura y de su contenido de vapor de agua. La entalpía sensible sería la cantidad de calor que gana o pierde el aire debido a un cambio de temperatura y la entalpía latente la cantidad de calor que se consume en una unidad de aire cuando se produce la evaporación del agua.


4.4. DIAGRAMAS SICROMÉTRICOS

Dado que existe una relación directa entre la temperatura de una masa de aire y su contenido en vapor de agua, cuando modificamos uno de los factores se ve afectado, de modo automático, el otro. Para estudiar como afecta un factor sobre otro se utilizan diagramas o cartas sicrométricas. En prácticas manejaremos uno de los más utilizados que es el diagrama de Mollier (se adjunta al final de este tema).

4.5. PERFILES DE HUMEDAD. La evolución diaria del contenido de vapor de agua de una masa de aire sobre un cultivo va a depender de la cantidad de energía que llega al cultivo, del grado de desarrollo del mismo y de las prácticas culturales (riego, poda, etc).

Cuando hay poca agua en el ambiente los contenidos absolutos de vapor de agua en el aire se van a modificar poco. En la figura de la izquierda, en un sistema cerrado sin cultivo y por tanto con poca agua en el suelo se observa como el contenido de vapor de agua del aire, expresado como presión de vapor (ea) apenas se modifica a lo largo del

día. Sin embargo si vemos como la humedad relativa aumenta durante las horas diurnas y baja durante la noche. Esto es debido únicamente al aumento diurno de las temperaturas que aumentan es.

La presencia de un cultivo que transpira provoca cambios en los contenidos del agua del ambiente. En el gráfico de la izquierda el cultivo de soja durante el día transpira grandes cantidades de agua por lo que desde la


puesta de sol va aumentando ea y disminuye durante la noche debido a que la evapotranspiración es mínima durante las horas nocturnas. La humedad relativa baja también durante el día con respecto a la noche por el efecto de las mayores temperaturas del aire. Si comparamos los valores de temperatura y humedad relativa observaremos una mayor oscilación (diferencia entre máximas y mínimas) en el ambiente cerrado sin cultivo. Tal y como indicamos en el tema anterior, en un ambiente seco la mayor parte de la energía se utiliza como calor sensible calentando el aire, mientras que en ambientes húmedos la mayor parte de la energía se usa en la evaporación del agua. Esto hace que la presencia de los cultivos provoquen bajadas diurnas de las temperaturas y aumentos en la humedad relativa del aire circundante. Durante la noche la humedad relativa va a ser mayor en ambientes con cultivo. Este efecto de los cultivos provoca un gradiente vertical de los valores de humedad que serán más altos cuanto más cerca estemos del cultivo. El vapor de agua es generado durante el día en los procesos de evaporación y

transpiración y transportado desde la superficie del suelo y cultivo hacia la atmósfera. Durante la noche, cuando las temperaturas son bajas, se deposita en forma de rocío. Los perfiles de vapor de agua normales muestran que éste decrece con la elevación. Los gradientes de presión de vapor en altura sobre el cultivo son mas pronunciados al mediodía cuando la tasa de evaporación es mas alta mientras que al amanecer y atardecer son más

constantes con la elevación. La acción del viento favorece el transporte del vapor de agua y disminuye las diferencias de los contenidos de vapor de agua en altura 4.6. FLUJO DE CALOR LATENTE Dentro del balance de energía LE es el flujo de calor latente. A diferencia del calor sensible (H) que se denomina así porque podemos apreciarlo con nuestros sentidos (en forma de calor) el calor latente no lo podemos sentir. El flujo de calor latente lo consideraremos positivo cuando se produzca evaporación de agua desde la superficie del suelo o desde el cultivo y lo consideraremos negativo cuando el agua se condensa sobre las superficies (rocio). De igual modo cuando el agua pasa de líquido a sólido LE es positivo y cuando pasa de sólido a líquido negativo LE podemos calcularlo mediante la siguiente ecuación:


Los dos factores de resistencia los veremos en el tema dedicado al viento y al transporte turbulento.


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