UNIVERSIDAD NACIONAL AGRARIA LA MOLINA

INFORME N 2: PERFIL DE TEMPERATURA Y HUMEDAD EN DIFERENTES

INTERFASES

CURSO : Micrometeorologa

INTEGRANTES : Alderete Malpartida, Marleni

Calle Fernndez, Juan Marcos

Mendoza Revollar, Cristina

Prncipe Polar, Gabriela

Trinidad Lequerica, Ximena

PROFESOR : Jernimo Garca Villanueva

GRUPO : 4

Viernes, 08 de Mayo del 2015.

I. INTRODUCCIN

Se llama perfil a la distribucin vertical de cualquier variable meteorolgica que pueda

indicar disminucin, aumento o ausencia de variacin vertical.

Con excepcin del viento, el perfil de casi todas las variables meteorolgicas muestra

disminucin vertical, debido a que la fuente de calor se encuentra en la superficie del medio

o en algn punto prximo al nivel cero.

Los perfiles son de utilidad ya que nos permiten conocer el sentido del flujo vertical de la

propiedad en consideracin y adems para cuantificar la intensidad del gradiente vertical de

dicha propiedad.

En sistemas de campos de bosques, campos de cultivo, sistemas acuticos, etc., existen la

necesidad de cuantificar la prdida de agua y calor, las cuales son directamente

proporcionales a la intensidad del gradiente vertical de humedad y temperatura. El gradiente

trmico vertical es un indicador de la turbulencia trmica y por ende del grado de difusin

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 inversin. Para identificar dichos periodos es necesario comparar el

gradiente trmico vertical con el gradiente adiabtico seco.

Los procesos de transferencia y difusin vertical son completamente distintos en cada caso

y es por ello que es importante su conocimiento e identificacin.

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

consideracin.

Cuantificar el gradiente trmico vertical para cada situacin.

III. MARCO TERICO

PERFIL DE TEMPERATURA

La troposfera se calienta desde abajo por accin del calor latente, de la radiacin de onda

larga y del calor sensible. En respuesta al exceso de calentamiento que experimentan los

trpicos, la troposfera por encima de esas regiones se expande en sentido vertical. Adems,

las profundas nubes tropicales transfieren calor latente a la atmsfera superior. El resultado

es que la tropopausa alcanza su nivel mximo en los trpicos. 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 lmite planetaria o CLP. En esta

capa de la atmsfera, que est en contacto con la superficie y experimenta los efectos de la

friccin, se produce el intercambio de calor, humedad y momento entre la atmsfera y la

superficie. El movimiento en la capa lmite es turbulento. La CLP est sometida a los efectos

de la superficie y, por tanto, est sujeta a bruscos cambios diurnos de temperatura, vientos

y profundidad.

Imagen N 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 atmsfera

es aproximadamente de 6 a 7C por Km (en la troposfera) pero vara mucho segn el lugar

y la hora del da. Una disminucin de temperatura con la altura se define como un gradiente

vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como uno positivo.

El comportamiento de la atmsfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de la

estabilidad atmosfrica. Una atmsfera estable resiste la circulacin vertical; el aire que se

desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posicin inicial. Esta caracterstica de

la atmsfera le confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Para

comprender la estabilidad atmosfrica y su importancia en la dispersin de la

contaminacin, es fundamental al entender los mecanismos de la atmsfera porque estn

relacionados con la circulacin atmosfrica vertical.

Factores que la influyen:

La conductividad molecular: Lograra una atmsfera isoterma. Proceso muy lento.

La radiacin: la radiacin solar es causante de la energa que mantiene y produce

todos los procesos atmosfricos sobre la tierra, jugando un papel muy importante la

tierra en la conversin de esa radiacin en calor sensible y en la distribucin sobre la

misma y sobre la atmsfera.

La turbulencia y conveccin: tiende a uniformizar la temperatura potencial y

establecer el gradiente adiabtico.

Imagen N 2: Estructura de la tropsfera

GRADIENTE ADIABTICO SECO

Una parcela de aire ascendente se expande y se enfra, mientras una parcela de aire

descendente se contrae y se calienta. Este proceso se denomina adiabtico, porque la

parcela no gana ni pierde calor.

Los procesos adiabticos 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 atmsfera est constantemente mezclndose. Sin embargo, en los

trminos ms simples podemos decir que si una parcela de aire no est saturada (no

contiene nubes o niebla, se enfriar a un ritmo constante de 1 C por cada 100 m de altura.

Este ritmo de cambio, que se denomina gradiente adiabtico 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 N 3: Ambiente hmedo estable

GRADIENTE ADIABTICO HMEDO

Si la parcela de aire est saturada, se enfriar o calentar de acuerdo con el gradiente

adiabtico hmedo (o saturado). A diferencia del gradiente adiabtico seco, que es

constante, el gradiente adiabtico hmedo vara, pero utilizamos un valor promedio de

0,6 C por cada 100 m de altura.

El gradiente adiabtico hmedo es menor que el gradiente adiabtico seco, porque a

medida que una parcela de aire saturado se eleva, el enfriamiento produce condensacin.

Esto se debe a que la temperatura del aire saturado equivale a la temperatura de punto de

roco. Por un lado, la condensacin reduce la temperatura de punto de roco hasta que sea

equivalente a la temperatura del aire y se mantenga una humedad relativa del 100%. Por

otro lado, la condensacin 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 ATMOSFRICA

La estabilidad atmosfrica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una

porcin de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimiento vertical de

la porcin (elevacin o cada). Este movimiento se caracteriza por cuatro condiciones

bsicas que describen la estabilidad general de la atmsfera. En condiciones estables, el

movimiento vertical se inhibe, mientras que en condiciones inestables la porcin de aire

tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo.

Las condiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire despus del

gradiente de calentamiento o enfriamiento adiabtico. Cuando las condiciones son

extremadamente estables, el aire fro cercano a la superficie es "entrampado" por una capa

de aire clido sobre este. Esta condicin, denominada inversin, prcticamente impide la

circulacin vertical del aire.

CONDICIONES INESTABLES

La porcin de aire que empieza a elevarse se enfriar en el gradiente adiabtico seco hasta

que alcance su punto de roco, en el que se enfriar en el gradiente adiabtico hmedo.

Esto supone que la atmsfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que el gradiente

vertical adiabtico, de modo que la porcin que se eleva seguir siendo ms clida que el

aire circundante.

La diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperatura del

ambiente y el gradiente vertical adiabtico seco en realidad aumenta con la altura, al igual

que la flotabilidad.

Imagen N 4

A medida que el aire se eleva, el aire ms fro se mueve por debajo. La superficie terrestre

puede hacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, la

circulacin 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 adiabticos secos. La figura muestra condiciones ligeramente

inestables y condiciones muy inestables.

Imagen N 5

CONDICIONES NEUTRALES

Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismo que el gradiente

vertical adiabtico seco, la atmsfera se encuentra en estabilidad neutral. Estas condiciones

no estimulan ni inhiben el movimiento vertical del aire.

La condicin neutral es importante porque constituye el lmite entre las condiciones estables

y las inestables. Se produce durante los das con viento o cuando una capa de nubes

impide el calentamiento o enfriamiento fuerte de la superficie terrestre.

Imagen N 6:

CONDICIONES ESTABLES

Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabtico (se

enfra a menos de 9,8 C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulacin vertical. Este es

un gradiente vertical subadiabtico. El aire que se eleva verticalmente permanecer ms

fro y, por lo tanto, ms denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de

elevacin, el aire que se elev regresar a su posicin original.

Las condiciones estables se producen durante la noche, cuando el viento es escaso o nulo.

Imagen N 7

IV. MATERIALES Y PROCEDIMIENTO

MATERIALES

Psicrmetro (niveles de 0, 30, 50, 100 y 160 cm).

Multmetro.

Libreta de campo.

Grficos Resistencia vs Temperatura de los termistores calibrados.

Estacas de varilla metlica para parar los psicrmetros.

Agua

PROCEDIMIENTO

La interfase de estudio es: suelo desnudo-atmsfera y suelo de cultivo-atmsfera

Perfil de Temperatura

1. Se selecciona el terreno donde se van a realizar las mediciones tanto para

las interfaces: suelo desnudo-atmsfera y suelo cultivo-atmsfera.

2. Distancia entre psicrmetros debe ser la menor posible.

3. Se procede a tomar los datos de los termistores con bulbo seco (Ts) y

hmedo (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

hmedo se calcula la presin de vapor, para lo cual se utiliz la siguiente

ecuacin:

Dnde:

: Presin de vapor de agua, en mb.

: Presin de vapor de saturacin a la temperatura del bulbo hmedo, en mb.

: Calor especfico del aire seco a presin constante, 0.24 cal/g C.

: Presin atmosfrica, 1014.78e-0.0001169Z, en mb.

: 0.622.

: 597.3 0.56Ts, en cal/g.

: Temperatura del aire, en C. : Temperatura del bulbo hmedo, en C. Para la presin de vapor de saturacin a la temperatura del bulbo hmedo ( , se utiliza la

ecuacin de Tetens para su clculo:

Para la cuantificacin del gradiente trmico vertical ( ) promedio, en K/m:

Dnde:

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 regresin lineal entre la temperatura y la

altura Z.

Realizar la prueba estadstica de Fisher, y de no ser significativo para un nivel de

significacin de 10%, probar la regresin 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 observacin.

2. Elaborar el perfil vertical de humedad atmosfrica con los datos de presin de vapor

de agua promedio para el periodo de observacin.

V. RESULTADOS Y DISCUSIONES

Interfases

Suelo desnudo Atmsfera Cultivo - Atmsfera

Niveles cm

Bulbo Seco Bulbo Hmedo Niveles cm

Bulbo Seco Bulbo Hmedo

T R T R T R T R

0 30.05 415 23.33 566 0 27.84 450 22.16 591

30 29.01 489 22.91 575 30 28.33 501 22.20 570

50 28.98 445 22.41 536 50 27.03 478 21.56 552

100 28.59 449 21.89 562 100 26.85 478 21.57 568

160 28.1 503 21.25 596 160 25.38 556 20.31 615

0 28.9 433 22.98 574 0 28.33 442 21.97 595

30 28.76 493 22.59 582 30 27.08 524 21.64 581

50 28.59 452 22.09 542 50 26.92 480 20.74 568

100 27.75 463 21.42 571 100 26.97 476 19.78 603

160 27.22 519 21.3 595 160 26.12 541 19.68 628

0 29.04 431 23.17 570 0 27.36 458 23.07 572

30 28.88 491 22.88 576 30 26.77 530 22.81 558

50 28.19 458 21.98 544 50 27.44 471 22.30 538

100 27.26 471 22.05 559 100 25.19 507 21.26 574

160 27.3 518 21.41 593 160 26.58 532 20.60 609

0 28.78 435 22.54 583 0 28.70 436 21.65 602

30 28.36 500 22.35 587 30 27.78 511 21.49 584

50 27.93 463 22.2 540 50 27.21 475 21.61 551

100 27.21 472 21.68 566 100 27.68 464 21.47 570

160 26.96 524 21.45 592 160 26.94 525 21.10 599

Promedios

T(C) = -1.1491*Z + 29.074

Cultivo - Atmsfera

Niveles (cm)

Bulbo Seco Bulbo Hmedo e e(bh)

T (C) Th (C)

0 28.06 22.21 22.82 26.76

30 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

Suelo desnudo - Atmsfera

Niveles (cm)

Bulbo Seco Bulbo Hmedo e (mb)

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

y = -0.8324*x) + 24.231 R = 0.9565

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

1.8

27 27.5 28 28.5 29 29.5

Alt

ura

(m

)

TEMPERATURA(C)

Perfil vertical de temperatura : suelo - atmosfera Figura 1

T(C) = -1.0858*Z + 27.863

T(C) = -1.0394*Z+ 22.901

y = -0.9153x + 20.994 R = 0.9514

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

21 21.5 22 22.5 23 23.5

Alt

ura

(m)

Temperatura(C)

Perfil vertical de temperatura suelo - atmosfera (bh)

y = -0.8752x + 24.419 R = 0.9502

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

26.0 26.5 27.0 27.5 28.0 28.5

Alt

ura

(m

)

Temperatura (C)

Perfil vertical de temperatura Cultivo - Atmsfera

Figura 2

Figura 3

T(C) = -1.1592x + 22.238

y = -0.8477x + 18.864 R = 0.9827

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

20.5 21.0 21.5 22.0 22.5

Alt

ura

(m

)

Temperatura (C)

Perfil de temperatura Cultivo - Atmsfera (bh) figura 4.

y = -0.5785x + 13.777 R = 0.9311

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

21 21.5 22 22.5 23 23.5 24 24.5

Alt

ura

(m)

PRESION DE VAPOR(mb)

Perfil vertical de presion de vapor suelo desnudo

figura 5

Prueba F:

SUELO DESNUDO:

Dnde:

N = 5

P = 2 [ ]

0.9565

Significativo para = 0.1

SUELO CON CULTIVO:

Dnde:

N = 5

P = 2 [ ]

0.9502

y = -0.5247x + 12.091 R = 0.9673

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

20.0 20.5 21.0 21.5 22.0 22.5

Alt

ura

(m

)

Presin de Vapor (mb)

Perfil vertical de presion de vapor Cultivo - Atmsfera

figura 6

Significativo para = 0.1

suelo desnudo atmosfera --1.491 C/m

suelo cultivo atmosfera -1.0858 C/m

=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 conveccin producida por el calentamiento terrestre (durante el da, la

superficie de un suelo absorbe una buena parte de la radiacin incidente y por consiguiente se

calienta). El calentamiento depende antes que todo del color del suelo, siendo que la reflexin es

tanto ms intensa cuanto ms 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 vegetacin acta como una capa aislante entre la superficie y el aire, disminuye la

acumulacin de calor durante el da ,adems tener un efecto enfriante a causa del proceso de

evapotranspiracin el cual consume energa .

Tambin se puede observar que >r (estratificacin inestable) lo cual tambin indica que la

temperatura disminuye con la altura, el cual corresponde con un perfil superadiabtico,

caracterstico de los perfiles diurnos en la capa superficial.

Se debe mencionar tambin que las temperaturas mximas fueron obtenidas en el suelo sin

cubierta vegetal esto se debe a que el suelo desnudo refleja ms radiacin solar, tiene menor

capacidad de almacenamiento de calor y menor conduccin trmica .

En cuanto a los perfiles de presin de vapor(figura 5 y 6) se puede observar que a mayor altura

disminuye la presin de vapor (e) , se sabe que la presin de vapor depende directamente de la

temperatura. As, a mayor temperatura e es mayor y viceversa. Esto se debe tambin a que en las

capas de aire prximas a la superficie se encuentra mayor concentracin de vapor de agua que en

alturas alejadas de ella.

Se realiz la prueba Fisher para los perfiles de temperatura en suelo desnudo y cultivo, los cuales

pasaron la prueba estadstica (Fc>Ft), lo cual indica que los datos obtenidos fueron los correctos ,lo

cual no ocurri cuando se hizo la primera medicin por ello se volvi a hacer el experimento

corrigiendo los errores cometidos en el primer intento, como evitar que los termistores tengan

contacto directo con el sol, adems de esperar a que los termistores de bulbo hmedo lleguen a

saturarse en el tiempo esperado.

VII. CONCLUSIONES

La temperatura es directamente proporcional a la presin de vapor, a menor temperatura menor

presin de vapor de agua (vase figuras 5 y 6).

Los gradientes verticales de temperatura son mayores en sistemas desnudos (Y=- 1.491C/m]

sistemas suelo desnudo - atmsfera, Y= -1.0858 [C/m] sistema cultivo atmsfera) de maleza que los

sistemas de cultivo.

La gradiente vertical result ser mayor en el suelo desnudo, lo que verific que la intensidad en este

es mayor, y la disminucin en el suelo cultivo ya que los suelos cubiertos con plantas regulan la

temperatura (EVAPOTRANSPIRACION).

Adems 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 concentracin y su magnitud est en relacin directa a la intensidad del gradiente vertical de

la temperatura y presin de vapor.

VIII. BIBLIOGRAFA

J. Garcia V. 2011., Manual de prcticas de Micrometeorologa, UNALM. Comet MetEd https://www.meted.ucar.edu/