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1 Universidad Nacional de Salta Año: 2022 Facultad de Ciencias Naturales Asignaturas: Agroclimatología (I.A) y Climatología (I.R.N y M.A) GUÍA TEÓRICA PARA EL TRABAJO PRÁCTICO Nº 4 HUMEDAD DEL AIRE El aire no es un compuesto químico, sino una mezcla mecánica de gases. En la tabla se puede observar la composición media del aire seco, la misma muestra que cuatro gases, nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono constituyen el 99,98 % de su volumen. Composición media de la atmósfera seca por debajo de los 25 Km. Componente Símbolo Volumen % (aire seco) Nitrógeno N2 78.08 Oxígeno O2 20.94 Argón Ar 0.93 Dióxido de Carbono CO2 0.03 Neón Ne 0.0018 Helio He 0.0005 Ozono O3 0.00006 Hidrógeno H 0.00005 Criptón Kr Indicios Xenón Xe Indicios Metano Me Indicios El aire contiene siempre, en mayor o menor proporción, una determinada cantidad de agua bajo la forma de vapor de agua. El vapor de agua constituye hasta el 4 % en volumen de la atmósfera cerca del suelo, pero está casi ausente de ella por encima de los 10 o 12 Km. Pasa a la atmósfera por evaporación de las aguas superficiales o por la transpiración de las plantas y la turbulencia atmosférica lo transporta hasta la parte superior de la misma. La cantidad de vapor puede ser medida y expresada en distintas formas para indicar el grado de humedad del aire, ya sea por su cantidad o por la fuerza elástica que ejerce como gas. Por su cantidad: La Humedad absoluta define a la masa de vapor de agua contenida en un volumen unitario de aire húmedo. 2 Humedad absoluta = masa de vapor de agua Volumen de aire La humedad absoluta tiene como unidades g/cm 3 o g/m 3 , no define el grado de humedad con precisión porque el volumen del aire varía de acuerdo a su temperatura y presión, por lo que conviene utilizar el concepto de Humedad específica. Humedad específica es la cantidad de vapor de agua, expresada en gramos, que hay en un kilogramo de aire o, la relación entre la masa de vapor y la masa de aire húmedo con la cual el vapor de agua está mezclado. Humedad específica = masa de vapor de agua masa de vapor + masa de aire seco La unidad de expresión puede ser mg/g o g/kg. Si en lugar de referir la masa de vapor a la masa de aire húmedo lo hacemos con referencia a la masa de aire estaremos usando lo que se conoce con el nombre de Razón de mezcla. Razón de mezcla (r) es la relación o proporción entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco con la que el vapor de agua está mezclado. La unidad en que se expresa esta relación puede ser g/kg. r = masa de vapor de agua masa de aire seco 3 Humedad relativa (HR) es la cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera en relación con la cantidad máxima que podría contener esa misma masa de aire, a igual temperatura y presión. Se expresa en porcentaje (%) y es quizás el único valor meteorológico que siempre se expresa en números enteros. Humedad relativa = 100 x cantidad de vapor presente cantidad de vapor máxima posible Si por ejemplo, la humedad relativa es del 50 %, el aire contiene la mitad de la cantidad de vapor que podría contener a esa temperatura. Cuando la humedad relativa alcanza el 100 %, el aire está saturado. Por su tensión elástica Presión o tensión de vapor ejercida por el vapor de agua presente en el aire (mezcla de gases). El aire es una mezcla de gases y su presión resulta de la suma de las presiones parciales de cada uno de sus componentes. Cuanto mayor sea el grado de humedad del aire, tanto mayor será la presión de vapor. Sin embargo, el vapor de agua se diferencia del resto de los gases ya que para cada temperatura del aire que lo contiene, hay una presión máxima que no puede ser superada aunque se aumente la densidad del vapor. Por ejemplo: Si tomamos un recipiente de un metro cúbico de capacidad y lo llenamos de aire seco y puro a una temperatura T, el mismo ejercerá dentro del recipiente una presión P. Si dentro del recipiente, manteniendo constante la temperatura, introducimos poco a poco pequeñas cantidades de vapor de agua, la presión aumentará por la presión que ejercerán las partículas de vapor de agua agregadas. Si seguimos introduciendo vapor de agua, llegará un momento en que la presión dentro de la mezcla permanecerá invariable a pesar de nuevos agregados. Esta presión límite se denomina "presión máxima del vapor de agua" y se la define como la "presión límite que puede ejercer el vapor de agua a una temperatura dada", se dice que en ese momento el aire está saturado de humedad. 4 En la curva de saturación corresponde a la tensión de vapor de saturación (Tvs); se expresa de la misma forma que la presión atmosférica, en mm o mb. Para cada presión total y cada temperatura del aire húmedo, la tensión máxima es producida por una densidad o humedad absoluta también fija o constante. Esa cantidad de vapor que produce la tensión máxima se llama entonces "humedad absoluta de saturación o máxima". En la siguiente tabla se dan los valores de humedad absoluta y tensión de vapor de saturación para distintas temperaturas del aire, a la presión normal. Temperatura del aire (ºC) Humedad absoluta de saturación (g/m 3 ) Tensión de saturación (mb) 0 4.85 6.10 4 6.37 8.13 8 8.29 10.73 12 10.68 14.03 16 13.65 18.16 20 17.31 23.37 24 21.80 29.82 28 27.30 37.78 30 30.40 42.43 40 51.45 73.78 Sobre agua Sobre hielo Sobre agua Sobre hielo -4 4.54 4.37 -8 3.35 3.09 -10 2.36 2.14 2.86 2.60 -12 2.44 2.17 -20 1.07 0.89 1.25 1.03 Con estos valores se construye la curva conocida con el nombre de curva de saturación, la que se puede observar en el diagrama de fases del agua del gráfico 1. En ella, queda indicada para cada temperatura la tensión máxima de vapor o humedad absoluta de saturación. En este gráfico se pueden indicar los tres estados del agua en la atmósfera a presiones normales: sólido (S), líquido (L) y vapor (G, gas). Además, se puede ver que: Una masa de aire m (parcela de aire) cuya temperatura es tm, que tiene una tensión de vapor equivalente a tva (tensión de vapor actual), no está saturada, pues la saturación a esa temperatura se alcanzará con un valor de tensión de vapor equivalente a Tvs (tensión de vapor de saturación). 5 Gráfico 1: Diagrama de fases del agua Vale decir que su contenido de vapor de agua está lejos del máximo que puede admitir a esa temperatura. La diferencia entre las dos tensiones (Tvs y tva) recibe el nombre de déficit de saturación, y se la puede definir como la cantidad de vapor de agua que se puede incorporar a una masa de aire para que, sin modificar su temperatura, quede saturada. El estado de saturación se puede alcanzar manteniendo constante la cantidad de vapor de agua, bajando su temperatura hasta llegar al punto de rocío, que se define como la temperatura a que se debe descender una masa de aire para que, sin modificar la cantidad de humedad existente en ella, quede saturada. De acuerdo con esta terminología, la humedad relativa se puede expresar como: HR = tva x 100 donde: Tvs tva = tensión de vapor actual Tvs = tensión de vapor de saturación Importancia meteorológica del vapor de agua La cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera tiene grandes consecuencias meteorológicas y climáticas: El vapor de agua absorbe muy fácilmente las radiaciones térmicas, por lo tanto el aire húmedo se calienta más que el aire seco bajo la acción directa de los rayos solares. 6 El vapor de agua, ya sea al formarse o al condensarse, produce variaciones considerables de la temperatura del aire. Un Kg de vapor de agua, al formarse o condensarse puede enfriar o calentar en un grado 2.000 m 3 de aire. La cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera regula la velocidad con que se evapora el agua sobre la superficie terrestre y de los mares. El vapor de agua, por su condensación y/o congelación produce fenómenos meteorológicos, entre ellos: nubes, niebla, lluvia, granizo. Desde el punto de vista agrícola, el vapor de agua también es importante ya que: Regula la desecación de los suelos Influye en la velocidad de transpiración de las plantas Provoca o no la aparición de ciertas plagas y enfermedades que afectan a los cultivos. Por ejemplo: la "sarna del peral" y la "roya negra del trigo" son enfermedades que se manifiestan especialmente con tiempo húmedo; en cambio, la "arañuela roja de la alfalfa" es una plaga que requiere tiempo seco. En sus efectos sobre la vegetación se puede citar además, la estrecha relación existente entre el contenido de humedad de la atmósfera y el de los combustibles vegetales que actúan como material de combustión en los incendios forestales; el contenido de humedad de los combustibles es un factor crítico para el comienzo y posterior comportamiento de los incendios. Cambios de estado del agua La evaporación se produce cuando algunas moléculas de agua en estado líquido, moviéndose lo suficientemente rápido en dirección de la superficie de un volumen de agua, logran escapar al aire pasando así al estado gaseoso. Mientras esto ocurre también algunas moléculas que se encontraban en estado gaseoso pasan al estado líquido mediante el proceso de condensación. La misma cantidad de energía que se consume en la evaporación se libera en la condensación. De esta forma en la superficie límite entre el agua y el aire se produce un intercambio de moléculas en ambos sentidos, siendo generalmente mayor en uno que en el otro. Si es mayor la cantidad de moléculas que pasan del estado líquido al gaseoso se dice que hay evaporación, en caso contrario se dice que hay condensación. En condiciones de equilibrio no hay intercambio neto en ningún sentido (por cada molécula que se evapora una se condensa). Al fenómeno mediante el cual una molécula de hielo pasa a estado de vapor, y viceversa, se lo denomina sublimación. Variaciones de la humedad relativa La humedad relativa se modifica como consecuencia de cambios en el contenido de humedad del aire, la temperatura o la presión; principalmente, por cambios en la temperatura y contenido de vapor de agua en el aire. Pequeñas diferencias en la topografía, crean grandes diferencias entre los microclimas locales. En las regiones planas, un registro de humedad puede ser 7 representativo de un área extensa exceptuando los lugares afectados por la presencia de plantaciones, ríos, áreas irrigadas o alguna otra característica puntual. En las regiones montañosas, en cambio, lugares muy próximos pueden presentar microclimas muy distintos por cambios en la exposición, elevación y/o pendiente. La humedad relativa es frecuentemente mayor en las exposiciones sur, donde la menor cantidad de radiación recibida hace que las temperaturas sean menores. El drenaje de aire frío que se produce durante la noche hacia el fondo de los valles con la consecuente disminución de temperatura, está acompañado por el aumento de la humedad relativa. La presencia de fuentes de evaporación afecta la humedad relativa en forma directa, por favorecer el aumento de la cantidad de vapor presente en la atmósfera, y en forma indirecta, por producir cambios en la temperatura (ya que el vapor de agua es un buen absorbente de la radiación emitida por la tierra). Una superficie cubierta de vegetación presenta mayor evaporación que un suelo desnudo. Las plantas entregan vapor de agua a la atmósfera mediante procesos vegetativos como la transpiración y la gutación y las hojas y ramas aumentan la superficie sobre la cual pueden depositarse gotas de precipitación, niebla o rocío, que luego vuelven en forma de vapor a la atmósfera. La vegetación intercepta parte de la radiación solar incidente y de la radiación emitida por la superficie, produciendo así modificaciones en el régimen diario de temperatura que se traducen en cambios en la marcha diaria de la humedad relativa. Registros en el interior de un bosque denso mostraron valores de temperatura de 3 a 5 ºC menores y humedades relativas del 5 al 20 % mayores que los obtenidos en un espacio expuesto a la radiación solar. El viento ejerce efecto sobre la evaporación al desplazar el aire húmedo por aire más seco. Variación diaria de la humedad relativa La humedad relativa sigue casi en forma de espejo la marcha diaria de la temperatura del aire. La máxima humedad relativa se alcanza al amanecer, cuando la temperatura es mínima, y la mínima humedad relativa se produce en las primeras horas de la tarde cuando la temperatura es máxima. 8 La amplitud diaria de la humedad relativa es generalmente mayor, cuanto mayor es la amplitud térmica diaria. La presencia de nubes, por ejemplo, disminuye la amplitud diaria de temperatura, y por lo tanto, disminuye también la amplitud diaria de la humedad relativa. Determinación de los valores de Humedad atmosférica El instrumento más frecuentemente usado para medir humedad atmosférica es el psicrómetro. El psicrómetro está constituido por dos termómetros comunes (de mercurio), el termómetro de bulbo seco y el termómetro de bulbo húmedo, colocados uno al lado del otro. El depósito de mercurio del termómetro de bulbo húmedo, está envuelto en una muselina que tiene que mantenerse húmeda. El enfriamiento producido por la evaporación del agua de la muselina, causa la disminución de la temperatura registrada por el termómetro de bulbo húmedo. La diferencia de temperatura entre ambos termómetros es mayor cuanto mayor es la cantidad de agua evaporada. La cantidad de agua que se evapora, depende del contenido de vapor de agua en el aire. Estando la temperatura del aire, su contenido de humedad y su presión relacionada por fórmulas conocidas, se han confeccionado tablas y gráficos para poder calcular el grado de humedad conociendo dichos valores. Las tablas más usadas son las denominadas "Tablas Psicrométricas", que permiten calcular la tensión de vapor y la humedad relativa del aire por medio de las observaciones simultáneas del termómetro seco y termómetro húmedo. Para ingresar a estas tablas es necesario conocer la temperatura del bulbo seco y la diferencia entre ésta y la del termómetro de bulbo húmedo. Nota: El uso de tablas psicrométricas se verá en el desarrollo de la guía de trabajos prácticos. Bibliografía consultada BIANCHI, A.R y S.A.C. CRAVERO. 2010. Atlas climático digital de la República Argentina. Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria. Estación Experimental Agropecuaria Salta. http://inta.gob.ar/documentos/atlas-climatico-digital-de-la-republica-argentina-1/ MURPHY, G. y R. HURTADO. 2011. Agrometeorología. Editorial FAUBA. Universidad de Buenos Aires. Argentina. GUÍAS TEÓRICAS para los Trabajos Prácticos. Cátedra de Climatología y fenología agrícolas. Facultad de Ciencias Naturales. U.N.Sa. STRAHLER, A. N. 1986. Geografía física. Ediciones Omega, S.A. Barcelona. España. http://inta.gob.ar/documentos/atlas-climatico-digital-de-la-republica-argentina-1/
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