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AGROMETEOROLOGÍA TRABAJO PRÁCTICO N 4 PRESIÓN ATMOSFERICA VIENTOS HUMEDAD ATMOSFÉRICA PRECIPITACIONES Presión atmosférica Denominamos presión atmosférica al peso de una columna de aire de 1cm2 de sección, que va desde el nivel del mar hasta las capas superiores de la atmósfera. Su unidad de medida es la atmósfera, que equivale al peso de una columna de mercurio de 760 mm. de longitud, a nivel del mar, a 0C y a 45 de latitud. Para nosotros, el efecto de la presión atmosférica presenta un interés secundario si la consideramos como elemento del clima, esto es, como una característica física que sirve para describir y medir el clima. Su influencia directa sobre los seres vivos tiene poca importancia. Son necesarias grandes variaciones de presión para afectarlos, en los animales se advierten manifestaciones en los aparatos respiratorio y circulatorio, por ejemplo si se los lleva a 3000 o 4000 metros de altura. En las plantas, el efecto de la presión es poco menos que despreciable. En cambio, si la analizamos como factor, es decir como causa determinante del clima, podremos decir que tal vez sea el más preponderante después de la radiación. La unidad de medida que se utiliza en los instrumentos es el milímetro, expresándose la presión atmosférica por la altura en milímetros de la columna de mercurio equilibrada por la presión ejercida por la atmósfera. Sin embargo el concepto de fuerza que implica esa presión, no puede ser expresado por una altura y fue preciso introducir una unidad adecuada para reemplazarla, por esta razón se emplea, convencionalmente el milibar, un milibar equivale a la fuerza de mil dinas por centímetro cuadrado (por lo tanto el milibar representa algo más de un gramo por centímetro cuadrado). La conversión de milímetros de mercurio a milibares, es fácil, si se tiene presente que: Un milímetro de mercurio = 1,333 milibar Un milibar = 0,75 de milímetro de mercurio. Según esto 760 milímetros de mercurio = 1013 milibares Viento: El viento es un factor climático de importancia que da lugar a la ocurrencia de distintos fenómenos meteorológicos debido a la distinta cantidad de humedad y diversas temperaturas de este aire en movimiento. Puede llegar a ser una adversidad climática, caso de los vientos cálidos y secos, o de velocidad excesiva.

En cuanto al desplazamiento de los vientos, teóricamente tendrían que desplazarse en sentido perpendicular a las isobaras, pero ello no ocurre en realidad, debido al movimiento de rotación de la tierra, que causa una desviación. Debe tenerse en cuenta que, en nuestro hemisferio, la desviación siempre se produce hacia la izquierda, es decir que un viento que debiera soplar del Sur soplará del Sudeste; otro que debiera soplar del Norte soplará del Noroeste etc. Al hablar de desviación del viento, hacia la derecha o hacia la izquierda, se sobreentiende referir a las manos de un observador que da la espalda a la dirección de donde aquel sopla. El viento es aire en movimiento. Este movimiento se efectúa en una dirección que es, generalmente aproximada a la horizontal. En la práctica se puede considerar al viento como horizontal. El movimiento ascendente o descendente del aire se llama corriente. La dirección del viento se indica por el punto de donde procede, así viento norte indica un viento que, procedente del Norte, sopla del Norte hacia el Sur. A fin de simplificar la observación de la dirección del viento, ésta se indica en 16 direcciones, anotándolas con las iniciales de los puntos cardinales, según una convención internacional, el Oeste se señala con la letra W. Las 16 direcciones son las siguientes: N S NNE SSW NE SW ENE WSW E W ESE WNW SE NW SSE NNW La dirección del viento se observa con la ayuda de la veleta. La veleta debe estar colocada a 10 m. sobre el nivel del suelo, libre de la influencia de los árboles, plantaciones y edificios, que desvían la dirección, o bien producen remolinos. Representaciones gráficas de las observaciones del viento El clima de una localidad está determinado en gran parte por la dirección predominante del viento. El viento cambia continuamente de dirección; para conocer las direcciones predominantes se hace uso de los gráficos de frecuencia. Para ello es necesario conocer el número de veces que se ha observado viento procedente de cada una de las 16 direcciones. Ejemplo: Se desea conocer el gráfico de la frecuencia de los vientos reinantes en una localidad de la provincia de Buenos Aires durante 30 años. Se comenzará por calcular, sobre las1095 observaciones tridiurnas que se practicaron durante el año, cuantas veces se observó viento del N, NNE, NE,etc. Las calmas van desde el circulo más chico que es cero hacia adentro 25 50 75 100 (cada vez mas en el centro mas alto el numero de calmas, por eso localidad menos ventosa anillo de calmas ancho)

Supóngase que los números medios normales hallados fueron: N 5 NNE 32 NE 63 ENE 145 E 208 ESE 179 SE 123 SSE 91 S 62 SSW 30 SW 25 WSW 22 W 18 WNW 9 NW 6 NNW 6 Calmas 71 Total 1095 Luego se trazan 16 radios que representan las 16 direcciones y haciendo centro en el punto de convergencia de los radios, se traza una pequeña circunferencia que representa la frecuencia cero; siempre con el mismo centro se describen circunferencias sucesivas, externas y equidistantes. Estas nuevas circunferencias indicarán las frecuencias 25-50-75, etc., por ejemplo En base a estas circunferencias, sobre cada dirección se marcará la frecuencia correspondiente; realizado esto, se unirán las 16 frecuencias por medio de rectas y se rayará el polígono resultante. El gráfico así construido da una idea clara sobre los vientos más frecuentes. Las calmas se indican hacia adentro de la circunferencia que señala la frecuencia cero, por medio de una circunferencia menor, trazada donde la escala de calmas lo establece: El anillo resultante conviene destacarlo con un punteado. Variación diaria de la velocidad del viento La velocidad del viento experimenta una variación diaria muy neta, que presenta una gran analogía con la variación diaria de la temperatura. La velocidad del viento es muy pequeña durante la noche, ella va aumentando desde la salida del sol hasta poco después del mediodía, momento en el que alcanza el valor máximo, luego disminuye hasta la madrugada. Ejemplo: En la ciudad de Buenos Aires, el promedio horario normal anual indica que la menor velocidad se produce a las 5-6 horas, con un valor de 13,78 km/h, la mayor velocidad se registra a las 13 hs, con un valor de 19 km/h, estos dos valores dan una amplitud diaria de 5,2 km/h. La amplitud diaria de la velocidad es mayor con cielo despejado que con cielo cubierto y, también es mayor en verano que en invierno; así en la ciudad de Buenos Aires, la amplitud es de 6,9 km/h en verano y de 5,4 km/h en invierno. La explicación de la variación diaria de la velocidad del viento es relativamente simple. Durante la noche, con frecuencia se produce inversión de la

temperatura en las capas bajas de la atmósfera, es decir, las capas más próximas al suelo son las más frías y también las más pesadas, el aire está en equilibrio estable, de aquí la calma consiguiente. Durante el día, por el contrario, las capas próximas al suelo son las más calientes, el aire es más liviano y el equilibrio inestable. Causas del viento Si la temperatura de la tierra y de la atmósfera sobrepuesta fuera la misma en todas las localidades, no habría ninguna razón para que se produzcan movimientos de aire de una región a otra, el viento no existiría. La causa primera de los vientos debe buscarse en las diferencias de temperatura que se observan en la superficie de la tierra y en la atmósfera sobrepuesta. Si en una columna de aire, que horizontalmente posee una temperatura uniforme, se asciende, se observará que la presión barométrica, siendo de 760 mm al nivel del mar, irá disminuyendo rápidamente; a una altura dada, la presión será de 660 mm. a otra altura mayor será de 560 mm, a otra de 460 mm, etc. Si ahora se supone dividida la primera columna en dos columnas por medio de un tabique vertical, y si además se calienta una de ellas, en ésta el aire se dilatará y tratará de ocupar mayor volumen. El mayor volumen únicamente lo puede conseguir dilatándose hacia arriba, en el sentido vertical. Debido a esta dilatación vertical, si bien la presión al nivel del mar se mantiene igual a 760 mm, para hallar la presión de 660 mm habrá que ascender a una altura mayor que la del primer caso, por la misma razón las presiones 560 mm y 460 mm se encontrarán a mayores alturas que antes. Esto lo podemos expresar en otras palabras diciendo que, a cualquier altura, la presión es mayor en la columna caliente que en la fría. Esta diferencia de presiones, entre la columna caliente y la fría, es mayor cuanto más grande es la altura. Si ahora se saca el tabique que separa ambas columnas, como en la parte superior la presión es mayor en la columna caliente, el aire se correrá hacia la columna fría tendiendo a uniformar la presión. La columna fría, al recibir este aporte extra de aire, aumentará su presión a nivel del mar, en esta parte inferior se producirá una afluencia de aire desde la columna fría hacia la columna caliente. Este flujo de aire es el viento que se observa en la superficie terrestre. Es casi innecesario decir que, para completar el circuito, en la columna caliente el aire debe elevarse y en la columna fría debe descender. Resumiendo: sobre las regiones calientes la presión a nivel del mar es más baja que en las regiones frías y en consecuencia, el viento sopla de las altas presiones (frías) hacia las bajas presiones (calientes). En las alturas, por el contrario, el viento sopla de las regiones calientes hacia las frías.

Vientos. Ejercicios: Realizar los gráficos de la frecuencia de las direcciones del viento según los siguientes datos Mercedes 2003 a) N 5 NNE 32 NE 63 ENE 145 E 208 ESE 179 SE 123 SSE 91 S 62 SSW 30 SW WSW W WNW NW NNW CALMAS Suma

25 22 18 9 6 6 71 1095

Villa Mercedes 2001 b) N NNE NE ENE E ESE SE SSE S SSW SW WSW W WNW NW NNW CALMAS Suma

12 17 15 10 09 67 71 120 134 187 151 89 70 40 33 20 50 1095

c) N NE E SE S SW W NW CALMAS V. Mercedes 2004 e) N NE E SE S SW W NW CALMAS

128 143 237 110 141 62 78 48 148 140 139 254 104 165 28 51 36 176

Villa

d) N NE E SE S SW W NW Calmas

170 223 211 103 130 51 52 18 92

Humedad atmosférica: La menor o mayor cantidad de vapor acuoso existente en la atmósfera tiene grandes consecuencias meteorológicas y climáticas, pues: 1) 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. 2) El vapor de agua ya sea al formarse o al condensarse, produce variaciones considerables de la temperatura del aire. Un kilogramo de vapor de agua, al formarse o al condensarse puede enfriar o calentar un grado, 2000 m3 de aire. 3) La cantidad de por de agua existente en la atmósfera regula la velocidad con que se evapora el agua sobre la superficie terrestre y de los mares. 4) El vapor de agua, por su condensación o congelación produce numerosos fenómenos meteorológicos, por ejemplo: nubes, niebla, lluvia, granizo, etc. Desde el punto de vista agrícola, el vapor acuoso también es muy importante dado que: 1) Regula la desecación de los suelos. 2) Influye en la velocidad de transpiración de las plantas. 3) Provoca o no la aparición de plagas hortícolas, enfermedades, insectos. Medición del vapor de agua La cantidad de vapor acuoso existente en la atmósfera se puede indicar de diferentes modos, pero los mas usados son: a) Tensión de vapor b) Humedad relativa. Para comprender estas dos formas de expresar el contenido de vapor de agua es conveniente conocer la llamada humedad absoluta. Se considera como humedad absoluta de una mas a de aire, a la cantidad de gramos de agua que se recogería de 1 m3 de ese aire al producirse la precipitación total del vapor que contiene, por efecto de un enfriamiento lo suficientemente intenso. Por ejemplo ¿Cuál es la humedad absoluta de una masa de aire muy húmedo (saturado) y que posee una temperatura de 20C? Enfriando 1 m3 de ese aire a 50C bajo cero, se condensa prácticamente todo su vapor acuoso. Si luego se pesa la precipitación se comprobará que el peso es de 17 gramos. Por lo tanto la humedad absoluta de dicha masa de aire es de 17 gramos por metro cúbico. Si la masa de aire muy húmedo (saturado), en lugar de acusar una temperatura de 20C posee una de 35C, la humedad absoluta será mucho mayor, 39 gramos por m3. Si por el contrario, la temperatura fuera de 3 C la humedad absoluta sería de 6 gramos por m3. Tratándose de aire no saturado, la humedad absoluta será tanto menor cuanto más alejado se encuentre de la saturación. Así, por ejemplo, una masa de aire a 20C podrá tener una humedad absoluta variable de 0 a 17 gramos por metro cúbico. Concretando: la humedad absoluta de una masa de aire está dada por los gramos de vapor de agua existentes en un metro cúbico de la misma. La cantidad de vapor de agua que le falta a una masa de aire para quedar

saturada recibe el nombre de déficit de saturación, y se expresa en mm o milibares de la tensión de vapor faltante. a) Tensión de Vapor: Si se introduce un barómetro en una atmósfera húmeda, encerrada herméticamente en una cámara, se registrará una determinada presión, supongamos 775 mm. Si luego introducimos en la cámara una amplia cubeta conteniendo ácido sulfúrico, después de muchas horas, al volver a medir la presión barométrica comprobaremos que ésta ha disminuido, por ejemplo a 765 mm, esto se debe a que al efectuar la primera lectura, las presiones actuantes eran las del oxígeno mas la del nitrógeno, más la del anhídrido carbónico, etc., más la presión del vapor de agua existente en ese momento, y al realizar la segunda medición, el ácido sulfúrico, que es muy ávido de agua, ha retirado prácticamente todo el vapor de agua que existía en la masa de aire. En consecuencia desapareció la presión que estaba ejerciendo primitivamente el vapor de agua. En el ejemplo dado, la presión (o tensión) de vapor era de 10 mm. Resumiendo: se llama tensión de vapor de agua a la fuerza de expansión (=presión) que posee dicho vapor. Como la tensión de vapor es una presión, su intensidad se expresa en las mismas unidades usadas para la presión atmosférica. Dicho en otras palabras, la tensión de vapor se expresa en milímetros de mercurio del barómetro o en milibares. b) Humedad relativa: Un metro cúbico de aire, mantenido a una temperatura fija, puede contener cantidades muy variables de vapor de agua. Por ejemplo, aire con una temperatura de 14C de temperatura puede contener desde un mínimo de cero gramo hasta un máximo de 12 gramos. Otro ejemplo, aire a 20 C puede tener desde un mínimo de 0 gramo hasta un máximo de 17 gramos. Tercer ejemplo, aire a 40C puede contener desde un mínimo de 0 gramo hasta un máximo de 51 gramos. De modo que la cantidad mínima de vapor de agua que puede contener 1 metro cúbico de aire es cero gramo, cualquiera sea su temperatura,, entonces se dice que el aire está completamente seco. Muy diferente es lo que ocurre con su cantidad máxima; en los tres ejemplos los valores fueron de 12,17 y 51 gramos, esto muestra que la cantidad de vapor de agua necesaria para saturar un metro cúbico de aire aumenta notablemente con la elevación de su temperatura. Toda vez que un metro cúbico de aire encierra la cantidad máxima de vapor de agua que es capaz de admitir se dice que el aire se halla saturado. Entre los extremos del aire totalmente seco y el saturado se encuentran todos casos intermedios. Para definir en cifras esos casos intermedios se recurre a la humedad relativa. Se entiende por humedad relativa al cociente porcentual entre la cantidad de vapor de agua presente en el aire a una determinada temperatura y la cantidad máxima de vapor de agua que el aire podría contener a la misma temperatura. Siguiendo con el primer ejemplo: 1m3 de aire a 14C de temperatura puede contener como máximo 12 gramos de vapor de agua. Si ese metro cúbico en realidad posee 6 gramos, la humedad relativa será: HR: 6/12 x 100 = 50 %

Si realmente existiesen 3 gr., la humedad relativa será HR: 3/12 x 100 = 25 % También se puede calcular la humedad relativa usando la tensión de vapor actual y la tensión de vapor de saturación, siendo esta última la presión que ejerce el vapor de agua en una masa de aire saturada. e HR-----E

x 100

e: Tensión de vapor actual E: Tensión de vapor de saturación

DIAGRAMA DE SATURACION

T. vapor 32 30 28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 -20

E

e

-10

0

PR

10

20 T

PR: Punto de rocío E: Tensión de vapor de saturación e: Tensión de vapor actual

Punto de Rocío: Es la temperatura a la que hay que descender a una masa de aire, manteniendo constante la presión de vapor hasta alcanzar el punto de saturación, este valor se expresa siempre en C

Instrumental para medir humedad atmosférica: Para medir la cantidad de vapor de agua existente en la atmósfera se usa el psicrómetro. El funcionamiento del psicrómetro se basa en dos principios fundamentales: 1) La evaporación del agua es tanto más rápida cuanto más seco esté el aire(a igualdad de los demás factores, T, viento, etc.) 2) El agua para evaporarse necesita absorber calor y ese calor lo toma de los cuerpos que están en su contacto. El psicrómetro está compuesto por dos termómetros comunes de mercurio, uno de los cuales tiene envuelto su bulbo en una fina muselina que por medio de una mecha, se halla en contacto con un vasito de agua. De modo que éste termómetro está siempre rodeado de una fina película de agua, por eso se lo llama termómetro húmedo y al otro, termómetro seco. Ambos se colocan a 1,5 m del suelo en la casilla meteorológica y separados 10 cm entre sí. Si al psicrómetro se lo sitúa en una atmósfera saturada de humedad, como bajo esa condición no se puede producir evaporación y como además el agua al pasar por la mecha adquiere la temperatura del aire, ambos termómetros, marcarán idéntica temperatura. Si la atmósfera se seca (por ejemplo colocando una cubeta con ácido sulfúrico) se producirá evaporación sobre el bulbo del termómetro húmedo y el calor que el agua debe absorber para dicha evaporación lo tomará del mismo termómetro y éste acusará entonces una temperatura más baja que la del termómetro seco. Para determinar la humedad relativa existente en un momento dado, el observador debe anotar. a) La temperatura del termómetro seco b) La temperatura del termómetro húmedo c) La diferencia de temperatura entre ambos. Con los datos b) y c) se va a tablas especiales llamadas tablas psicrométricas y se obtiene la humedad relativa o tensión de vapor. Humedad atmosférica. Ejercicios: 1) Ts Th Dpsi e. E HR Ds

24.8 2) Ts ¿? Th 0.8 Dpsi ¿? e. ¿? E ¿? HR ¿? Ds

¿? 3) Th ¿? Pr ¿? e. 10.68 E 11.16 HR ¿? Ds ¿?

¿? 4 )Th ¿? e. 7.00 E ¿? HR 81,68% Ds ¿?

¿? 5) Th ¿? e. 22.18 E 60% HR ¿? Ds

22 6) Th ¿? Pr ¿? e. 60% E ¿? HR

¿? 6 ¿? ¿? 71,5%

Precipitaciones: Las nubes están constituidas por gotitas de agua de muy pequeño diámetro, 0,01 mm, por término medio. Dada la gran superficie de contacto con el aire, considerando la pequeñez de las gotas, éstas caen muy lentamente por efecto del rozamiento y, en consecuencia de la resistencia que aquel opone. Por lo general, las mismas, en su movimiento descendente, encuentran capas de aire más seco y caluroso; ello hace que se evaporen antes de llegar al suelo. Bajo ciertas condiciones, varias gotitas pueden reunirse y formar una gota suficientemente voluminosa, que mide por lo general, entre algo menos de 1 mm y algo más de 2 mm de diámetro. En este caso la velocidad de caída es grande y la gota puede llegar al suelo, es el fenómeno de la lluvia. Formación de la lluvia Bastante extendida es la idea de que las nubes son una especie de “regaderas gigantes”, cargadas de agua que en ciertas condiciones, arrojan su contenido, produciendo las lluvias, no obstante, nada tiene que ver esto con la realidad, la can...