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UNIVERSIDAD NACIONAL DE ENTRE RÍOS FACULTAD DE CIENCIAS AGROPECUARIAS

CÁTEDRA DE CLIMATOLOGÍA AGRÍCOLA

Unidad 3: Conceptos de calor y temperatura. Temperatura del aire y del suelo. Perfil de la temperatura en el aire y en el suelo, variación diurna y anual. Propiedades térmicas del suelo. Efecto del suelo y de la cubierta vegetal sobre la temperatura del aire y del suelo. Estadísticas de datos meteorológicos. Medición de temperatura e instrumental. Estaciones meteorológicas automáticas. 1- Calor y Temperatura Sistema y entorno: Se llama SISTEMA a cualquier sustancia o conjunto de sustancias que se suponen limitadas por una envoltura o superficie ideal llamada LIMITE. Otra definición más simple expresa que un Sistema está constituido por cualquier parte del universo material limitado en forma expresa. El sistema puede ser homogéneo si su composición interna es uniforme, como sucedería con un gas, una mezcla de gases, un líquido o un sólido puro y heterogéneo cuando esto no se verifica; por ejemplo un vapor en presencia de un líquido con lo cual existen dos fases.

La superficie separa el sistema del resto del universo,

al cual suele darse el nombre de MEDIO EXTERIOR o ENTORNO. Entre ambos medios puede pasar energía ya sea en forma térmica o mecánica. La superficie límite puede ser cualquiera y entonces puede hacerse la elección de un sistema según convenga al estudio que deba realizarse.

Se llama “Sistema Aislado” a aquel que no cambia energía fuera de su límite. Cualquier sistema unido a su medio exterior constituye, en conjunto, un sistema asilado.

Un sistema se denomina “Sistema Cerrado” o “Sistema sin Flujo” cuando la misma masa se mantiene al producirse cambios en él, o sea que no existe intercambio de masa a través de su límite. En cambio, en un “Sistema Abierto” cierta cantidad de masa cruza la superficie límite del sistema.

Figura 1: Sistema y medio exterior

En este proceso con flujo puede distinguirse aún el “Sistema Abierto con movimiento

permanente o estacionario”, en el cual existe una constancia de la masa que circula por el sistema en un tiempo determinado. Criterios macroscópico y microscópico: Para definir la situación de un sistema y estudiar sus interacciones con el medio pueden adoptarse dos criterios, macroscópico y microscópico.

Se adopta un criterio macroscópico cuando se describe al sistema mediante magnitudes que indican propiedades del mismo que afectan a los sentidos del hombre y cuya definición es independiente del conocimiento que se tenga acerca de la composición íntima de la materia. Es decir que no implican hipótesis concernientes a la estructura de la materia. En general una descripción macroscópica de un sistema implica la especificación de un pequeño número de parámetros fácilmente definibles, derivados de las sensaciones del hombre y cuya determinación puede hacerse en forma directa. Estos parámetros pueden ser volumen, presión, temperatura, dureza, peso, etc.

Una descripción microscópica de un sistema implica admitir hipótesis acerca de la estructura

de la materia y deben utilizarse gran número de parámetros que no pueden medirse directamente. Este tipo de descripción sólo puede realizarse entonces con los métodos de la Mecánica Estadística.

Es conveniente notar que dado que los pocos parámetros macroscópicos permanecerán

inmutables mientras nuestros sentidos no se modifiquen, las conclusiones elaboradas a mediados de siglo pasado siguen siendo válidas hoy en día. En cambio en el punto de vista microscópico sus criterios son continuamente modificados y no podemos estar nunca seguros de que las hipótesis están justificadas hasta comparar una consecuencia obtenida por este camino con una análoga obtenida partiendo de un punto de vista macroscópico. La conexión que liga ambos criterios se explica por el hecho de que las pocas propiedades medibles cuya especificación constituye la

límite

energía

Sistema

medio exterior

Cátedra de Climatología Agrícola

2 Unidad 3

descripción macroscópica son realmente valores medios durante un período de tiempo de un gran número de características microscópicas. Por ejemplo la magnitud macroscópica presión es la derivada de la cantidad de movimiento debida a todos los choques moleculares efectuados por unidad de área. La presión es una magnitud que percibimos por nuestros sentidos. La presión fue comprobada, medida y utilizada mucho tiempo antes que los físicos encontraran los fundamentos para creer en la existencia de choques moleculares. Si la teoría molecular es modificada o desechada en el futuro, el concepto de presión permanecerá y tendrá el mismo significado. Magnitudes Intensivas y Extensivas: En cualquier sistema podemos observar una serie de propiedades o magnitudes físicas que reciben el nombre de “parámetros”, muchos de ellos evidenciables por instrumentos de medición y otros no. De estas propiedades físicas nos son familiares, la presión, la temperatura, la viscosidad, las cuales son independientes de la cantidad de sustancia que constituye el sistema y por eso se llaman “Parámetros Intensivos”; otras magnitudes tales como la masa, el volumen, la capacidad calorífica, dependen de la cantidad de materia que existe y se las denomina “Parámetros Extensivos”. Estos últimos suelen hacerse intensivos si se refieren a una cantidad determinada de sustancia, como sucede con la densidad (m/V), el volumen específico (V/m), calor específico (Q/m) que son parámetros intensivos. Equilibrio térmico: Los sistemas homogéneos requieren para su estudio de un par de variables independientes (p,V) ó (p,T) ó (T,V), etc. Todo estado de un sistema en el cual (x,y) toman valores definidos que permanecen constantes mientras no se modifiquen las condiciones externas se dice que está en estado de equilibrio. La existencia de un estado de equilibrio en un sistema depende de la proximidad de otros sistemas y de la naturaleza de la pared de separación entre ellos.

SISTEMA A SISTEMA A

son posibles Sólo son posibles

todos los valores de valores restringidos

(x, y) de (x, y)

pared pared

adiabática diatérmana

SISTEMA B SISTEMA B

son posibles todos Sólo son posibles

los valores de valores restringidos

(x, y) de (x, y)

Figura 2: Paredes adiabáticas y diatérmanas

Las paredes pueden ser “adiabáticas” o “diatérmanas”. Si una pared es ADIABÁTICA un estado (x,y) para el sistema A puede coexistir en equilibrio (x’,y’) para el sistema B para cualquier valor posible de las cuatro magnitudes, siempre que la pared sea capaz de resistir los esfuerzos ocasionados por la diferencia entre ambos conjuntos de coordenadas. Gruesas capas de madera, hormigón, asbesto, fieltro, constituyen excelentes aproximaciones de paredes adiabáticas. Si los dos sistemas están separados por una pared DIATÉRMANA, los valores de (x,y) y (x’,y’) cambiarán espontáneamente hasta que se obtenga un estado de equilibrio del sistema en conjunto. Se dice que los dos sistemas se encuentran en “equilibrio térmico” entre sí. La pared diatérmana más corriente puede ser una lámina metálica delgada.

El EQUILIBRIO TÉRMICO es el estado alcanzado por dos (o más) sistemas y caracterizado

por valores particulares de las coordenadas de los mismos, después de haber estado en comunicación entre sí a través de una pared diatérmana.

También se cumple el principio de reciprocidad o Principio cero de la Termodinámica que expresa: “Dos sistemas en equilibrio térmico con un tercero están en equilibrio térmico entre sí”. Concepto de temperatura: (Criterio macroscópico): Consideremos un sistema A en el estado (x1, y1) en equilibrio térmico con un sistema B en el estado (x1’, y1’). Si separamos el sistema A y modificamos su estado, es posible encontrar otro estado (x2, y2) que se halle en equilibrio térmico con el estado inicial (x1’, y1’) del sistema B. La experiencia demuestra que existe un conjunto de


3 Unidad 3

estados (x1, y1); (x2, y2); (x3, y3); etc., cada uno de los cuales está en equilibrio térmico con el mismo estado (x1’, y1’) del sistema B y que, según el principio cero de la termodinámica, están en equilibrio térmico entre sí. Supongamos que todos los estados se representan en un diagrama x-y dando lugar a una curva tal como la I de la figura, que llamamos “isoterma”. Una ISOTERMA es el lugar geométrico de todos los puntos que representan estados en los cuales u sistema está en equilibrio térmico con un estado de otro sistema.

Análogamente, respecto al sistema B, hallamos un conjunto de estados (x1’, y1’); (x2’,y2’); (x3’, y3’); etc., todos los cuales se encuentran en equilibrio térmico con el estado (x1, y1) del sistema A y, por consiguiente, en equilibrio térmico entre sí. Estos estados se han representado sobre el diagrama x’-y’ de la figura y se sitúan sobre la curva I’. Del principio cero se deduce también que todos los estados de la isoterma I del sistema A se encuentran en equilibrio térmico con todos los estados de la isoterma I’ del sistema B. Denominaremos a las curvas I y I’ “isotermas correspondientes” de ambos sistemas. SISTEMA A SISTEMA B

y y’ III’

II’

I’

x x3’,y3’

x1,y1 x III

x2,y2 x II x x2’,y2’

x3,y3 x I

x x1’,y1’

x x’

Figura 3: Isotermas correspondientes.

Si se repiten las experiencias para diferentes condiciones iniciales, puede obtenerse otro conjunto de estados del sistema A, que se encuentre sobre la curva II, cada uno de los cuales esté en equilibrio térmico con cada estado del sistema B de la curva II’. De este modo, es posible hallar una familia de isotermas I, II, III, etc., del sistema A y una familia correspondiente I´, II´, III´, etc., del sistema B. Los estados de isotermas correspondientes de estos sistemas tienen algo

en común, se encuentran en equilibrio térmico entre sí. Esta propiedad se denomina “temperatura”. La TEMPERATURA de un sistema es una propiedad que determina si un sistema se

encuentra o no en equilibrio con otros sistemas. Medida de la temperatura: Para establecer una escala empírica de temperaturas, elegimos como patrón cierto sistema, con coordenadas (x,y) que denominamos “termómetro”, a la vez adoptamos un conjunto de reglas para asignar un valor numérico a la temperatura asociada a cada una de sus isotermas. Para la temperatura de cualquier otro sistema, en equilibrio térmico con el termómetro, asignaremos el mismo número. Concepto de temperatura: (Criterio microscópico) El calor es una magnitud de la misma especie que la energía y el trabajo. Desde el punto de vista de la teoría cinética se puede decir que: “La energía que adquiere un sistema cuando su temperatura aumenta durante el contacto térmico con otros cuerpos, es decir el calor que recibe, es un aumento de la energía media (cinética y potencial), de sus moléculas o átomos. La temperatura está relacionada con esa energía media. Sistema Termómetro

y (presión) Isotermas


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y = y1

x x1 (distancia volumétrica)

Figura 4: Magnitud termométrica.

El procedimiento más sencillo es elegir cualquier trayectoria adecuada en el plano x-y tal como la representada en la figura por la línea de trazos y = y1. Cada uno de los puntos en que ésta corta a las isotermas tiene la misma coordenada “y” pero diferente coordenada “x”. La coordenada “x” se denomina “magnitud termométrica“ o “propiedad termométrica” y la forma de la función termométrica determina la escala de temperaturas. Para el caso de elegir y = y1 (presión constante) como función termométrica tendremos: T(x) = a.x ( presión constante, y=ctte) siendo “a” una constante arbitraria. La razón de dos temperaturas es a la razón de sus correspondientes x: T(x1) = x1 T(x2) x2

Para determinar la temperatura T(x) de un sistema se adopta un método para asignar valores numéricos a puntos fijos de un sistema patrón. El método usado después de 1954 adopta como sistema patrón al agua y el punto fijo para asignar el valor de 273,16°K (grados Kelvin) es el punto triple, donde coexisten las tres fases, sólido, líquido y vapor. Designando el punto triple del agua con el subíndice 3: T(x) = x T(x3) x3 con T(x3) = 273,16 °K T(x) = 273,16. (x / x3) °K (y = constante)

La escala Celcius de temperatura utiliza un grado de la misma magnitud que la escala Kelvin

pero su punto cero está desplazado de modo que la temperatura Celcius del punto triple del agua vale 0,01°C. T°C = T°K - 273,15 Existen otras escalas de temperaturas como la escala Fahrenheit (°F) y la escala Reamur (°R). °C °R °F

Punto de ebullición 100 80 212 del agua

Iguales estados térmicos

T T T

Punto de fusión del agua

0 0 32

Equilibrio termodinámico: Si los valores de las variables macroscópicas elegidas para definir al sistema se modifican por cualquier medio que fuere, espontáneamente o en virtud de influencias externas, se dice que el sistema experimenta un CAMBIO DE ESTADO (no confundir con “cambio de fase”). En el sistema tienen lugar generalmente acciones mutuas con el medio exterior.

Se puede decir que un sistema está en EQUILIBRIO cuando sus parámetros no se modifican con el transcurso del tiempo. Este concepto general de “equilibrio” o EQUILIBRIO TERMODINÁMICO implica la coexistencia de tres equilibrios particulares que son:

- Equilibrio mecánico.


5 Unidad 3

- Equilibrio Térmico. - Equilibrio Químico.

Diremos que un sistema está en EQUILIBRIO MECÁNICO cuando la presión tiene el mismo

valor en todas las partes del sistema o, a lo sumo, hay una variación continua de ella en el sistema y además el valor de la presión en el sistema coincide con la presión que el medio exterior ejerce contra el sistema, salvo que el sistema y medio exterior estén separados mediante una envoltura rígida.

Diremos que un sistema está en EQUILIBRIO TÉRMICO cuando el parámetro “temperatura” es único en todo el sistema y además esta temperatura coincide con la que reina en el medio exterior, salvo que ambos, sistema y medio exterior, estén separados por una pared “adiabática”.

Diremos que un sistema está en EQUILIBRIO QUÍMICO cuando su composición química no se modifica, es decir que macroscópicamente considerado, no existen reacciones químicas entre las sustancias que lo componen. Trabajo: Cuando un sistema experimenta un desplazamiento bajo la acción de una fuerza, se dice que se ha realizado un TRABAJO, siendo:

W = F.d.cosα

Figura 5: Definición de trabajo.

W = - F.x

W = - P.A1.x

W = - P.∆V

Figura 6: Trabajo en función de la presión y el volumen.

En el caso de un sistema sometido a una presión externa se produce “trabajo externo” si la presión provoca una disminución de volumen del sistema. Observe el signo negativo del segundo término de las expresiones anteriores. Este trabajo por definición es negativo ya que la presión es mayor que la que ejerce el sistema. Si por el contrario es el sistema el que ejerce una mayor presión que la del medio exterior y el sistema experimenta un aumento de volumen se dice que el trabajo es de signo positivo. W < 0 W > 0

F

α

d


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Figura 7: Trabajo. Convención de signos.

Trabajo y Calor: Existen otros medios de modificar el estado de un sistema que no implican necesariamente la realización de trabajo. Consideremos tres procesos esquematizados en la Figura 8. En a) un fluido experimenta una expansión adiabática dentro de una combinación de cilindro y pistón acoplada al medio exterior con un cuerpo suspendido de modo que cuando tiene lugar una expansión, el cuerpo es elevado a la vez que el fluido permanece siempre próximo al equilibrio. En b), el líquido en equilibrio con su vapor está en contacto a través de una pared diatérmana con los procesos de combustión de un mechero bunsen y experimenta una vaporización, acompañada de elevación de temperatura y presión, sin realización de trabajo. En c), un fluido se expande a la vez que está en contacto con la llama de un mechero bunsen.

Atribuimos los cambios que tienen lugar en b) y c) al pasaje de “algo” desde el cuerpo de

mayor temperatura al de menor temperatura. A ese “algo” lo llamamos CALOR. Una definición “calorimétrica” del calor expresa que: “El calor es energía que se transmite entre un sistema y su medio exterior en virtud únicamente de una diferencia de temperatura”. Es evidente que una pared adiabática es aquella que resulta impermeable al calor (aislador de calor) y una pared diatérmana es conductora del calor.

La decisión sobre si un cambio particular de estado supone la realización de trabajo o la transferencia de calor requiere en primer lugar una respuesta inequívoca a las preguntas: ¿Cuál es el sistema? ¿Cuál es el medio exterior?

Concepto de calor. Energía Interna: El CALOR es energía en tránsito que fluye de una parte del sistema a otra o de un sistema a otro en virtud solamente de una diferencia de temperatura. Cuando este flujo ha terminado no existe ningún motivo para utilizar la palabra “calor”. Sería igualmente incorrecto referirse al “calor de un cuerpo” como hablar de “trabajo de un cuerpo”. La realización de trabajo y el flujo de calor son métodos mediante los cuales se varía la ENERGÍA INTERNA de un cuerpo. Esta “energía interna” puede ser expresada a través de magnitudes macroscópicas. No se debe confundir “energía interna” con “temperatura”. Por ejemplo, el vapor de agua puede poseer una temperatura de 100°C a presión normal. Si lo enfriamos (flujo de calor desde el sistema al medio exterior) condensará obteniendo agua a 100°C. El calor cedido por el sistema “vapor de agua” produjo condensación (cambio de fase) pero la temperatura se mantuvo constante. En este ejemplo sin embargo disminuyó la energía interna del sistema “vapor de agua”. Es posible utilizar la “energía interna” de un cuerpo para producir trabajo o ceder calor.

“El calor es energía que se transmite entre un sistema y su medio exterior en virtud únicamente de una diferencia de temperatura”.


7 Unidad 3

G

G

G

a)

W > 0

Q = 0

T

W = 0

b) Q > 0

T

G G G

W > 0

Q > 0

c) T = cte

Figura 8: Trabajo y Calor.

Capacidad calorífica y su medida. Calor específico: Cuando un sistema recibe calor puede o no tener lugar un cambio de temperatura (no habrá cambio de temperatura si se producen reacciones químicas o cambios de fase durante la absorción). Si se experimenta un cambio de temperatura desde Ti a Tf se define como CAPACIDAD CALORÍFICA MEDIA del sistema a la razón: _ C = Q . (Tf-Ti)


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Si tanto Q como (Tf-Ti) se hacen cada vez menores, esta razón tiende hacia la CAPACIDAD CALORÍFICA INSTANTÁNEA o CAPACIDAD CALORÍFICA. C = lim Q . C = dQ / dT Tf→Ti Tf -Ti

La capacidad calorífica de un sistema por unidad de masa se denomina CAPACIDAD CALORÍFICA ESPECIFICA o CALOR ESPECIFICO y se mide en Joule /(gr.°C) c = C / m por lo tanto: Q = c.m.∆∆∆∆T suponiendo que la capacidad calorífica específica se mantiene constante en el intervalo de temperaturas ∆T.

La capacidad calorífica puede ser negativa, nula, positiva o infinita, según el proceso que experimente el sistema durante la transferencia de calor. En el caso de un sistema hidrostático (igual presión en todas sus partes componentes), la razón dQ/dT tiene un valor único cuando la presión se mantiene constante durante la transferencia de calor. En estas condiciones, C se denomina CAPACIDAD CALORÍFICA A PRESIÓN CONSTANTE y se designa por Cp: Cp = (dQ / dT)P En general Cp es función de P y T. Análogamente, la capacidad calorífica a volumen constante es: Cv = (dQ / dT)V y depende de V y T. En general Cp y Cv son distintas.

En el caso que el calor absorbido por el cuerpo sea utilizando para realizar un cambio de fase, sin variación de temperatura, se define el calor latente (llll) como la cantidad de calor por unidad de masa necesaria para realizar este cambio. llll = Q / m Capacidad calorífica del agua. Caloría: Se utilizó el agua como elemento de referencia para definir las cantidades de calor que involucraban los distintos procesos calorimétricos. A la unidad de calor que se encontró más adecuada se la denominó CALORÍA y fue definida como “la cantidad de calor necesaria para elevar un grado Celcius la temperatura de un gramo de agua”. Para medir la cantidad de calor transferida entre un sistema y cierta cantidad de agua, sólo era necesario hacer dos determinaciones: la de la masa de agua y la del cambio de temperatura. Posteriormente, al efectuar medidas más precisas y correcciones más esmeradas, se descubrió que el calor necesario para hacer pasar un gramo de agua desde 0°C a 1°C era diferente del necesario para variar de 30°C a 31°C el mismo gramo de agua. Se definió entonces la CALORÍA como “ la cantidad de calor necesario para elevar la temperatura de un gramo de agua de 14,5°C a 15,5°C (llamada también caloría 15°)”, a una atmósfera de presión y a nivel del mar.

Por lo tanto, el calor específico del agua equivale a: cagua = 1 [Cal/(gr.°C)]

En el caso de utilizar el calor para cambios de fase del agua se han establecido las cantidades de calor en calorías que son necesarias para la realización de estos procesos.


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Calor latente de evaporación: cantidad de calor necesaria para evaporar 1 gramo de agua. lv = 597 - 0,56 . T [Cal/gr]]]] si T se expresa en [°C] a presión normal.

Calor latente de fusión: Cantidad de calor que se necesita para fundir 1 gramo de hielo: lf = 80 [Cal/gr] a presión normal Equivalente mecánico del calor: La cantidad de trabajo que es preciso disipar dentro del agua por unidad de masa para pasar de 14,5°C a 15,5°C se denomina EQUIVALENTE MECÁNICO DEL CALOR y resultó ser de 4,186 J/Cal. 1 Cal ≡ 4,186 Joule Calor específico gravimétrico y volumétrico: El suelo se encuentra entre los cuerpos que pueden variar su densidad: δδδδ = m / Vol m: masa [gr] Vol: volumen [cm3

] La densidad de un suelo se denomina DENSIDAD REAL y el calor específico asociado a ella

CALOR ESPECIFICO GRAVIMÉTRICO (Cg) y se expresa en [Cal/(gr.°C)]. Éste es el calor que necesita 1 gr de suelo para elevar su temperatura 1°C. En cambio, la DENSIDAD APARENTE de un suelo es la relación entre la masa o peso por unidad de volumen de suelo seco (partículas sólidas y espacios porosos extraídos en su estado natural, sin compactar, secados a estufa). El calor específico asociado a ella se denomina CALOR ESPECIFICO VOLUMÉTRICO (Cv) y se expresa en [Cal/cm3.°C]. Éste es el calor que necesita 1 cm3 de suelo para elevar su temperatura 1°C. El calor específico del agua es mucho mayor que el de los otros componentes de suelo y el calor específico del aire es el menor de todos. Es por esta razón que un suelo húmedo necesita mucha mayor cantidad de calor que un suelo seco para elevar 1°C su temperatura o, dicho de otra forma, un suelo seco es mucho más fácil de calentar y enfriar que un suelo húmedo. Por lo tanto uno de los métodos directos para combatir las heladas es humedecer el suelo. La conductividad calórica: Es la propiedad que tienen los cuerpos de dejarse traspasar por el calor. Los suelos tienen esta capacidad y la manifiestan transmitiéndolo fundamentalmente por

conducción molecular siempre desde la capa de mayor temperatura a la de menor temperatura. Este poder de conducción se expresa mediante un denominado COEFICIENTE DE CONDUCTIVIDAD CALÓRICA (λ). Éste se define como la cantidad de calor conducida a través de un cubo de 1 cm

3 en la unidad de tiempo

cuando la diferencia de temperatura en sentido vertical entre ambas caras es de 1°C (paredes superior e inferior diatérmanas) y no existe pérdida ni ganancia de calor en cualquier otra dirección (paredes laterales adiabáticas). Figura 9 Conductividad calórica

Q cal

x =1 cm

x =1 cm

x =1 cm

T – 1 °C

T ° C

t = 1 seg

Q


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λ = -------- ---------- x.t.∆T cm.s.°C

Al igual que en el caso de la “capacidad calorífica”, el aire tiene un valor muy bajo de conductividad calórica con respecto a los demás componentes de suelo, es decir, el aire en estado de reposo es mal conductor del calor. Cuando el suelo se humedece, el agua reemplaza al aire y por lo tanto aumenta su poder de conductividad calórica. El coeficiente de conductividad calórica del agua es de aproximadamente 20 veces mayor que el del aire. Es por esta razón que para aminorar los descensos térmicos nocturnos del suelo (especialmente en noches con heladas) se humedece el suelo y se compacta. De esta forma el agua permite un mayor transporte de calor desde las profundidades del suelo a la superficie. Suelo seco y poroso Suelo húmedo y compacto

Ti1 = Ti2 Ts1 < Ts2 Figura 10. Conductividad calórica de un suelo seco y de un suelo húmedo

Coeficiente de conductividad térmica (difusividad térmica): La temperatura que adquiere un estrato de suelo ante el pasaje de un flujo de calor es mayor si el estrato de suelo más caliente posee mayor conductividad calórica (λ)pero a la vez menor capacidad calorífica volumétrica (Cv). La capacidad calorífica y la conductividad calórica pueden consolidarse en un sólo parámetro, la DIFUSIVIDAD TÉRMICA. Éste se expresa a través de un coeficiente llamado COEFICIENTE DE CONDUCTIVIDAD TÉRMICA (k). cal .

k = λ . = λ . cm.seg.°C . ≡ cm2 Cg . δ Cv cal . seg cm

3.°C

Este coeficiente expresa la rapidez que tienen los cuerpos de que al ser atravesados por un flujo de calor provoquen un aumento de temperatura en su entorno. Se deduce que ‘cuanto mayor es la densidad (δ)y mayor el calor específico gravimétrico (Cg),menor será el incremento de temperatura que se generará bajo la misma cantidad de calor que atraviesa el suelo. 2 - Tratamiento estadístico de datos meteorológicos

Temperaturas medias, máximas y mínimas: La temperatura es una variable continua cuya distribución de frecuencias se ajusta a una distribución normal, por lo tanto, los parámetros utilizados para su caracterización son la media aritmética y el desvío estándar.

Durante el día, la temperatura del aire toma diversos valores debido a la altura del sol sobre el horizonte, nubosidad, viento, etc.

Las observaciones rutinarias de la temperatura del aire se realizan diariamente cada hora

(estaciones completas), de las 8hs, 14hs, 20hs y 02hs (estaciones cuatridiurnas), de las 8hs, 14hs y 20hs (estaciones tridiurnas). Además, para todas las estaciones se registran los valores diarios de temperatura máxima (Tmáx), mínima (Tmín).


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Si se desea comparar la temperatura de un día con respecto a otro resulta conveniente tomar

un promedio diario que se puede obtener según los registros con los que cuenta la estación meteorológica: _ T media diaria: Td = (Tmáx + Tmín) / 2 _ T media diaria: Td =(T8 + T14 + T20) / 3 _ T media diaria: Td =(T8 + T14 + T20 + T2) /4 _ i= 24 T media diaria: Td = Σ Ti / 24 i=1

Con las temperaturas registradas durante los días de un mes se puede obtener un valor –representativo- denominado temperatura media mensual: _ i=n _ T media mensual: Tm = Σ Tdi / n i=1

Donde n es el número de días del mes considerado.

De la misma forma puede considerarse la temperatura media anual: _ i=n _ T media anual: Ta = Σ Tdi / n i=1

Donde n es el número de días del año considerado (365 ó 366).

También puede calcularse utilizando los valores de temperatura media mensual pero en este caso se comete un pequeño error debido a que no todos los meses poseen la misma cantidad de días (28, 29, 30 ó 31).

De la misma forma, pueden obtenerse los valores de temperatura máxima y mínima media mensual y anual: _ i =n T mínima media mensual: Tmínm = Σ Tmíni / n i =1 _ i =n T máxima media mensual: Tmáxm = Σ Tmáxi / n i =1 donde n es el número de días del mes considerado, Tmíni es la temperatura mínima del día “i” y Tmáxi es la temperatura máxima del día “i”. _ i =n T mínima media anual: Tmína = Σ Tmína / n i=1


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i = n

T máxima media anual:Tmáxa = Σ Tmáxa / n i =1 donde n es el número de días del año considerado, Tmíni es la temperatura mínima del día “i” y Tmáxi es la temperatura máxima del día “i”.

La temperatura máxima y mínima absoluta anual se refieren a dos valores extremos, el de la temperatura máxima diaria y la mínima diaria respectivamente registradas en un año en particular. Amplitud térmica: Se llama así a la diferencia que existe entre la temperatura máxima y la temperatura mínima. Esta amplitud puede ser diaria para una fecha determinada, o anual cuando se trata de la diferencia entre la temperatura media del mes más cálido y la temperatura media del mes más frío de un año en particular. También se puede calcular la amplitud diaria normal y la amplitud anual normal con datos de un período suficientemente largo.

Los factores que afectan la amplitud diaria son: latitud, estación del año, distancia al mar, topografía del lugar, altura sobre el nivel del mar y nubosidad. Latitud: Se observa que la amplitud térmica diaria es mayor en latitudes bajas mientras que la

amplitud térmica anual es mayor en latitudes medias. Distancia al mar: Debido a su mayor capacidad calorífica y conductividad calórica el mar provoca una

disminución de la amplitud térmica diaria y anual. Mientras que el continente se enfría y calienta más rápidamente, el mar lo hace más lentamente, su influencia en el aire se observa hasta varios kilómetros hacia el interior de los continentes.

Topografía: Favorece el enfriamiento del aire durante la noche (valles), existe menor amplitud en

laderas y picos de montaña que en el llano. La amplitud es alta en el altiplano debido al intenso calentamiento durante el día y al gran enfriamiento nocturno.

Nubosidad: A mayor nubosidad se observa menor amplitud térmica (efecto invernadero). Temperaturas normales: Las temperaturas medias comentadas anteriormente representan valores medios de una fecha, un mes o un año determinado. Cuando se desean conocer las temperaturas que caracterizan el clima de un lugar se recurre a promedios de períodos extensos (normalmente 30 años) llamados “normales”. Los valores normales son índices climatológicos y son útiles para estudiar, comparar y clasificar los climas. Otros parámetros meteorológicos como presión, humedad relativa, nubosidad, tensión de vapor, etc. también tienen sus correspondientes valores normales los que, en conjunto con la temperatura, caracterizan el clima de una localidad. Las temperaturas normales usuales son: * temperatura media anual normal (Tan) es el valor esperado (promedio) para un lugar obtenido para un período suficientemente largo de tiempo (30 años o más). _ i=n _ Tan = Σ Tai / n i=1 donde n es el número de años considerados (n ≥ 30). * temperatura mínima anual normal (Tmínan) i =n _ Tmínan = Σ Tmínai / n i=1 donde n es el número de años considerados (n ≥ 30).


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* temperatura máxima anual normal (Tmáxan) _ * temperatura media del mes más frío (Tmf): Es el promedio de temperaturas medias del mes más frío del año considerando un período de 30 años o más (para Paraná corresponde al mes de julio). _ * temperatura media del mes más caliente (Tmc): Es el promedio de temperaturas medias del mes más cálido del año considerando un período de 30 años o más (para Paraná corresponde al mes de enero). _ * temperatura media mensual normal (Tmn): Es el promedio de temperaturas medias mensuales de un mes en particular considerando 30 meses o más. Por ejemplo la temperatura media mensual normal del mes de enero en Paraná es de 25,4 °C y se obtiene sumando las temperaturas medias mensuales de 30 meses de enero y dividiendo por 30. En este caso coincide con la temperatura media del mes más cálido. * temperatura mínima mensual normal (Tmínmn): Es el promedio de las temperaturas mínimas medias mensuales de un mes en particular considerando 30 meses o más. Se puede obtener así la temperatura mínima mensual normal del mes de agosto, setiembre, etc. _ * temperatura máxima mensual normal (Tmáxmn): Es el promedio de las temperaturas máximas medias mensuales de un mes en particular considerando 30 años o más. _ * temperatura media diaria normal (Tdn): Es el promedio de las temperaturas medias diarias de un día en particular considerando 30 años o más. Se puede obtener así la temperatura media diaria normal del 5 de enero, 14 de julio, etc. _ * temperatura máxima diaria normal (Tmáxdn): Es el promedio de las temperaturas máximas diarias de un día en particular considerando 30 años o más. _ * temperatura mínima diaria normal (Tmíndn): Es el promedio de las temperaturas mínimas diarias de un día en particular considerando 30 años o más. * temperatura máxima absoluta (Tmáxabs): es la máxima temperatura registrada en un día en particular para todo el período considerado (30 años o más). * temperatura mínima absoluta (Tmínabs): es la mínima temperatura registrada en un día en particular para todo el período considerado (30 años o más). 3- Temperatura del aire y del suelo Variación de la temperatura del aire en el tiempo: a) Marcha diaria de la temperatura: Durante el día la temperatura del aire varía principalmente debido al movimiento aparente del sol sobre el horizonte. En general es más elevada en horas del día y más baja durante la noche. La presentación gráfica, en un sistema de ejes coordenados ortogonales, del valor que toma la temperatura hora a hora se denomina marcha diaria de la temperatura.


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Esta marcha es bastante regular en días despejados, asemejándose a una sinusoide pero puede experimentar modificaciones irregulares por nubosidad, pasaje de frentes, etc. Se observa que las mínimas se producen en horas de la mañana, un poco después de la salida del sol.

Figura 11 Marcha diaria de la temperatura en relación al balance de radiación. Esto es debido a que la tierra irradia energía en onda larga hacia el espacio durante la noche,

al salir el sol comienza a recibir energía en onda corta, en el momento en que se compensan estos flujos de radiación se produce la mínima temperatura diaria. Mientras la energía recibida por el sol sea mayor a la que irradia la tierra la temperatura irá en aumento. Como la energía irradiada por la tierra en onda larga es función de su temperatura, la irradiación en O.L. irá aumentando también. Cuando el sol se encuentre en el cenit (momento en el que la radiación solar es de mayor intensidad) la radiación en onda corta que recibe la tierra es máxima, comenzando a decrecer luego. Unas horas después, la radiación en onda corta que emite el sol comienza a ser menor que la emisión en onda larga de la tierra, en ese momento la temperatura del aire es máxima. Posteriormente el balance de radiación comienza a ser negativo y la temperatura irá descendiendo paulatinamente. El descenso de temperatura provoca también un descenso en la emisión de energía en O.L. emitida por la tierra.

b) Marcha mensual de la temperatura: La representación gráfica en un sistema de coordenadas ortogonales, del valor que toma la temperatura día a día se denomina marcha mensual de la temperatura.

Esta marcha es bastante irregular en nuestras latitudes debido principalmente a que los sistemas frontales no tienen un comportamiento periódico.

Figura 12 Marcha mensual de la temperatura

c) Marcha anual de la temperatura: Este caso responde a una gráfica, en un sistema de ejes de coordenados ortogonales de los valores que toma la temperatura media mensual durante el año.

Puede observarse para latitudes medias un comportamiento regular semejante a una sinusoide. Se hace notar que el mes de máxima temperatura (enero) no coincide con el de mayor


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incidencia solar (diciembre) al igual que el mes más frío del año (julio) no coincide con el solsticio del invierno (junio).

Figura 13 Marcha anual de la temperatura Intercambio de calor suelo-aire: La superficie terrestre constituye un límite a través del cual se intercambia energía en forma de calor entre el sol, la atmósfera y la tierra. La energía radiante del sol es absorbida por la tierra según su albedo y transmitida a las profundidades por

conducción y hacia las capas de la atmósfera por convección. A su vez, la atmósfera intercambia calor con la tierra a través de los procesos de evaporación/condensación, y advección de masas de aire frías y cálidas, húmedas y secas. El balance de radiación es uno de los procesos principales de transferencia de calor y los efectos de los cambios de tiempo meteorológico complementan los mismos.

Figura 14 Transferencia de calor sol-atmósfera-suelo: conducción, convección, radiación.

Figura 15 Transferencia de calor atmósfera-suelo: convección, evaporación (Verano).


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Figura 16 Transferencia de calor atmósfera-suelo: condensación. (Invierno)

4- Efectos de las propiedades del suelo y de la cubierta vegetal sobre la temperatura del aire y del suelo

Factores determinantes de la temperatura de suelo: La temperatura de suelo está determinada por un conjunto de factores externos y otros internos o propios del suelo. Los factores externos más importantes son: la radiación solar, la nubosidad, la temperatura y humedad del aire, el viento, la precipitación y la distribución tierra-mar. Entre los factores internos pueden mencionarse: el albedo y color de suelo, la exposición, la cobertura vegetal, la textura, el contenido de humedad de suelo, la materia orgánica y la rugosidad. a) Radiación solar: El sol constituye la principal fuente de energía que influye en los fenómenos del tiempo meteorológico que ocurren en la atmósfera y en la temperatura de suelo ya que es ínfima la cantidad de calor que proporciona la tierra. La radiación neta absorbida por la superficie terrestre se transmite principalmente por conducción hacia las capas más profundas del suelo aumentando en su trayectoria la temperatura de las mismas. Todos los factores que inciden sobre la radiación neta absorbida por el suelo (composición del aire, turbiedad, rotación y traslación de al tierra, latitud, albedo y color de suelo, cubierta vegetal, textura y contenido de agua y de aire) influirán sobre su calentamiento y en consecuencia sobre la temperatura. b) Nubosidad: Las nubes influyen sobre la radiación solar y terrestre ya que reflejan la radiación solar directa en un 50% a 55% según el espesor y tipo de nube. Además, la presencia de nubes atenúa el escape de radiación en onda larga proveniente del suelo hacia el espacio exterior. Como consecuencia de ello, se aprecia una atenuación de la amplitud térmica diaria en la superficie del suelo. c) Temperatura del aire: Existe una escasa significación de la influencia de la temperatura del aire sobre el suelo. Ocurre cuando la temperatura del aire cambia rápidamente con el paso de grandes masas de aire cuyas propiedades térmicas son diferentes de las que reinaban anteriormente (pasaje de frentes fríos o cálidos). La influencia de estos fenómenos sobre la temperatura del suelo raramente excede los 5 a 10 cm de profundidad y el grado centígrado de variación. d) Humedad del aire: Es otro factor de escasa significación en la variación de la temperatura de suelo. como en el caso anterior, la acción del viento como transportador de estas masas de aire húmedo y seco juega un papel importante. Si la masa de aire que llega a la zona es más húmeda puede producir una atenuación de la amplitud térmica diaria en las capas superficiales del suelo. e) Precipitación: La lluvia y nieve pueden afectar la temperatura de suelo debido principalmente al agregado de agua que producen. La lluvia intensa y de corta duración aumenta la conductividad calórica del suelo lo que implica mayor difusividad térmica y por ende aumento de temperatura en las


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capas subsuperficiales de suelo y atenuación en la amplitud térmica diaria. Sin embargo una lluvia prolongada y abundante produce un efecto contrario ya que se pierde calor por evaporación provocando una disminución de temperatura del suelo. La nieve además se comporta como un gran reflector de la radiación solar, disminuye la conductividad calórica y reduce el intercambio de calor entre el suelo y la atmósfera. Al derretirse enfría el suelo ya que utiliza 80 Cal/gr. para cambiar a la fase líquida. f) Albedo y color: El albedo depende de la naturaleza de la superficie del suelo, de su estado y espesor. Así, la nieve fresca tiene un albedo del 80%, el pastizal húmedo 35% al 37%, un pastizal seco 20% al 30% y un bosque cerca del 15%. En consecuencia la temperatura de suelo en un bosque será más elevada que en un pastizal y que en un suelo cubierto de nieve fresca. El color de suelo también afecta la absorción de la radiación. Los suelos claros reflejan más la radiación solar que los oscuros y por consiguiente presentan una temperatura menor que aquellos. g) Exposición: Tiene estrecha relación con la ley de Lambert. A mayor perpendicularidad entre los rayos solares y la superficie del suelo, mayor será la absorción de energía por el suelo y más alta su temperatura. h) Cubierta vegetal: Los suelos pueden presentarse sin vegetación o con una cubierta vegetal de tipo, extensión, densidad y altura muy variable. Cuando la cubierta vegetal existe, la capa rugosa es de mayor espesor. Cuando el suelo aumenta su rugosidad presenta mayor porosidad bajando la conductividad calórica y por ende la temperatura.

Además, permite una mayor evapotranspiración, consumiendo calor latente del suelo y por consiguiente enfriándolo. Otra consecuencia es la incorporación de materia orgánica por parte de la cubierta vegetal. Esto produce una modificación de la densidad de suelo, color, porosidad, lo que aumenta su temperatura. Por lo tanto, sus efectos son contraproducentes pero en general se aprecia una disminución de la temperatura durante el día y un aumento durante la noche, es decir una disminución de la amplitud térmica diaria. i) Textura: Desde el punto de vista de la textura los suelos se clasifican en tres grandes grupos: arenosos, francos y arcillosos y en numerosas subclases. Los suelos arenosos son más claros, de textura gruesa (mucho aire y casi nada de agua) lo que provoca una gran amplitud térmica en superficie pero se amortigua rápidamente en las profundidades debido a la baja conductividad calórica del aire intersticial.

Los suelos arcillosos son comúnmente oscuros, pesados, con buen contenido de agua, poco aire, finamente texturado. Esto provoca una disminución en la amplitud térmica diaria pero se transmite mejor en profundidad que en los suelos arenosos. Los suelos francos son intermedios entre los arenosos y arcillosos y conforman los más convenientes para la mayoría de las plantas. Buena conductividad calórica y capacidad calorífica lo que implica un moderado coeficiente de difusividad térmica. j) Humedad de suelo: Constituye un importante factor de regulación del contenido de aire y temperatura de suelo. Favorece la conductividad calórica (el agua desaloja al aire del suelo poco conductor del calor). En regiones templadas en verano las capas superficiales de suelos húmedos se muestran más calientes que las profundas, en tanto que en invierno es a la inversa. Disminuye la amplitud térmica diaria y además baja la difusividad térmica por aumento en la capacidad calorífica volumétrica lo que ocasiona mayor amortiguamiento de las oscilaciones diarias de temperatura en profundidad. k) Materia orgánica: Definida como el conjunto de residuos de origen vegetal y animal sin descomponer o parcialmente descompuestos posee un alto contenido de “energía interna” que es transferida al suelo. Esto en principio produciría un aumento de temperatura pero las propiedades de color más oscuro, mayor granulometría y gran capacidad de retención de agua (aumento de la capacidad calorífica volumétrica) hace que disminuya la difusividad térmica y el efecto es generalmente de enfriador y moderador de las amplitudes térmicas diarias y anuales.


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Modificación de la temperatura de suelo: Pueden ser tomadas una serie de medidas para modificar la temperatura de suelo con miras a atenuar la intensidad de los descensos. Estas medidas tienden a favorecer la absorción de calor por radiación en la superficie terrestre y reducir la emisión de calor por radiación en onda larga hacia la atmósfera y espacio exterior. a) Cambio de color de suelo y prácticas culturales: Al oscurecer el suelo con el agregado de abonos

orgánicos y sustancias inertes oscuras como por ejemplo carbón, disminuye el albedo y por consiguiente mayor cantidad de radiación solar es absorbida para ser transmitida a las capas profundas en forma de calor por conducción. Para ello se debe aumentar la difusividad térmica del suelo y disminuir los procesos de evapotranspiración.

Esto se logra desmalezando los suelos y aplicando un rodillo que compacta y reduce el

contenido de aire. También puede mejorarse su textura incorporando abonos orgánicos en otoño e invierno para que se encuentren descompuestos en primavera consiguiendo un suelo bien afirmado, con buen contenido de humedad y reducida presencia de aire. b) Irrigación y drenaje: El agua puede ser aprovechada para aumentar la difusividad térmica del suelo. Para ello es conveniente realizar un riego que permita conducir el calor más rápidamente a las capas profundas del suelo pero puede ser contraproducente si no existe buen drenaje debido a que si el agua se queda en superficie se acelera el proceso de evaporación con la consecuente pérdida de calor. c) Cubiertas artificiales: Se pueden utilizar pantallas o abrigos artificiales para minimizar las pérdidas de calor del suelo por radiación terrestre. Estos elementos se construyen generalmente de paja, lona, juncos, cartón, papel encerado, plásticos, etc. cerrados casi totalmente. 5- La temperatura en la fitósfera Balance de energía en la fitósfera: Hacia y desde las superficies vegetales se intercambia energía en forma de calor (radiante, por conducción, por convección, vaporización, condensación, biológica, etc.). La temperatura del suelo y de las plantas depende del balance de estos flujos de energía (Figura 17). La ley de conservación de la energía exige que en un instante los ingresos igualen a los egresos. En la superficie del suelo se observa que: Qg + QL↓ - αs.Qg - Qs ± C ± Lv ± S = 0 (1) donde:

Qg: Intensidad de radiación solar global incidente [Ly/min] QL↓: Intensidad de radiación atmosférica [Ly/min.] αs: Albedo del suelo Qs: Intensidad de radiación emitida por el suelo [Ly/min.] C: Convección de calor entre el aire y la superficie. Lv: Calor latente de vaporización/condensación del agua.

S: Flujo de calor por conducción desde la superficie del suelo hacia los estratos inferiores o viceversa.

La temperatura en el suelo descubierto: La intensidad de radiación emitida por el suelo Qs es función de su temperatura: Qs = 0,40 + 0,0075.Ts (Ly/min.) si Ts en (°C) (2) donde Ts es la temperatura de la superficie del suelo. Además, el flujo de calor entre el suelo y el aire viene dado por:


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C = Kc*.(Ts - T*) (Ly/min.) (3) donde:

T*: Temperatura del aire medida a una altura de referencia Z* (suele ser la altura del abrigo meteorológico = 1,5 m).

Kc*: Coeficiente de transmisión de calor de la capa de aire entre la superficie del suelo y la

superficie de referencia. Depende de las propiedades físicas como calor específico, densidad, velocidad y turbulencia de la capa de aire.

Figura 17. Balance energético en el suelo

A su vez, Kc* depende de la resistencia al flujo calórico en régimen laminar (rs) y en régimen turbulento (ra).

Kc* = 0,242 . 1,2 . 10-3 (Ly/min°C) (4)

rs + ra

0,01/U*

rs = Z* - 5,92 + 5,92 .0,009.10-2.h (5)

0,13.h

donde

rs: Resistencia al flujo calórico en régimen laminar (min./cm). Z*: Altura de referencia (cm).

U*: Velocidad del viento medida a la altura de referencia (m/seg.). h: Altura media de los elementos de rugosidad en la superficie del suelo (cm).

ra = 9,26.10-4 . ln Z* - 5,92 . ln Z* - 3,35 (6) U* 0,13.h 0,23.h


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donde:

ra: Resistencia al flujo calórico en régimen turbulento (min./cm) de la capa de aire entre el suelo y la altura de referencia Z* donde se mide U*

El flujo calórico en el suelo (S) depende del reparto de energía entre la superficie del suelo

hacia el aire en contacto con esa superficie y hacia los estratos inferiores del suelo. Si la velocidad del viento y su turbulencia es elevada y el suelo posee baja difusividad térmica mayor será la energía del suelo que pasará al aire y viceversa.

El coeficiente de reparto será:

T = S / C (7)

Introduciendo en (1) las ecuaciones (2), (3), (4) y (7) y despejando Ts: Ts = (1-ααααs).Qg + QL↓↓↓↓ + (0,29.10-3/(rs+ra)).(1+T).T* -0,4-Lv (8) 0,0075 + (0,29.10-3.(1+T)/(rs+ra))

De donde se puede considerar la influencia de los términos (factores) en el valor final de la temperatura de suelo.

La temperatura de suelo aumenta con la intensidad de radiación incidente tanto solar como terrestre (Qg y QL↓) y con la temperatura del aire (T*). Por el contrario, disminuye si el albedo del suelo (αs), la intensidad de evaporación (Lv) y el viento (U*) son mayores. Este último reduce los coeficientes de transmisión de calor (ra y rs) que son más influyentes en el denominador que en el numerador de la ecuación (8).

Además, si la humedad del suelo aumenta, se reduce el albedo (αs) y aumenta la intensidad

de evaporación (Lv) lo que redunda en una disminución de Ts. El aumento de la humedad de suelo implica mayor difusividad térmica (k) aumenta la conductividad calórica (λ) lo que provoca un aumento del coeficiente de reparto (T) (aumenta S a expensas de C). T es más influyente en el denominador que en el numerador y provoca una disminución de Ts. En consecuencia, un alto contenido de humedad no permite alcanzar elevadas temperaturas en superficie pero mejora la distribución de las mismas en profundidad. Si el suelo se mantiene húmedo durante la noche, el calor fluirá desde los estratos inferiores nuevamente a la superficie atenuando el descenso de temperatura. Por consiguiente bajará la amplitud térmica diaria. La condición de la superficie es otro factor importante a tener en cuenta. Con el aumento de rugosidad (h) aumenta el coeficiente de transmisión de calor en el aire en régimen laminar (rs) lo que implica que mayor cantidad de calor se transmitirá al aire a expensas de lo que se transmite a las capas inferiores del suelo y viceversa, si el suelo es liso mayor cantidad de calor será transmitido a las capas profundas del suelo y menos al aire. 6- Perfil de temperatura en el aire y en el suelo La temperatura en el perfil de suelo: Aproximando los cambios cíclicos de temperatura en la superficie del suelo a una función de tipo senoidal: _ __

T(z,t) = T + A . e- (2,74.Z/ √ K ) . sen (15.t – 2,74.Z/ √ K ) (10)

t = H – (HTmáx – 6) (11)


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donde: _ T: Temperatura media diaria en la superficie del suelo. _ T = (Tmáx + Tmín)/ 2 A: Semiamplitud de la onda termal en superficie. A = (Tmáx – Tmín) / 2

Z: Profundidad del perfil (cm) K: Coeficiente de difusividad térmica del suelo (cm2/hs)

t: Tiempo en el que se estima la temperatura relativo al ciclo sinusoidal. H: Hora a la que se estima la temperatura.

En la Figura 18 se muestran las principales características de las fluctuaciones térmicas en el perfil de suelo. Puede verse que: a) La amortiguación de la onda termal en profundidad. b) Menor amplitud térmica en un suelo húmedo. c) La temperatura media diaria es mayor en el suelo seco. d) Los estratos superiores del perfil son más calientes durante el día y más fríos durante la noche

que los estratos inferiores. La temperatura del aire sobre un suelo descubierto: La temperatura del aire adyacente al suelo depende fundamentalmente de la diferencia de temperatura entre éste y las capas atmosféricas más elevadas y del régimen turbulento del viento. La ecuación (3) cuantifica el flujo de calor en la capa atmosférica junto al suelo y puede emplearse para estudiar la distribución de temperatura (perfil térmico) entre la superficie del suelo (z = 0) y una altura de referencia sobre la misma (z = z*). C = Kc*.(Ts – T*) = Kc.(Ts – T) (3) Kc*.Ts – Kc*.T* = Kc.Ts – Kc.T Kc.T = Kc.Ts + Kc*.T* - Kc*.Ts T = (Kc.Ts + Kc*.T* - Kc*.Ts) / Kc T = Ts + (Kc* / Kc) . (T – Ts) de (4) T = Ts + (ra+rs)/(ra*+rs*).(T – Ts) (11) "ra" varía en forma logarítmica con la altura como se ve en la figura 4.19


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Figura 18. Fluctuaciones térmicas en el perfil de suelo para distintos momentos del día.


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Figura 19 Perfil de temperatura del aire y del suelo a distintas horas del día.

La temperatura del aire entre el follaje: La ecuación (3) puede también cuantificar el flujo de calor en la capa atmosférica que se encuentra entre el follaje. Para ello debemos reemplazar Ts por Th (temperatura de la hoja). C’ = Kc*.(Th – T*) = Kc.(Th – T) (12) T = Th – rh / (rh + rf + ra). (Th – T*) (13) donde:

Th: Temperatura de la hoja a una altura dada de la cubierta vegetal. T*: Temperatura del aire sobre el cultivo a una altura convencional. T: Temperatura del aire en el follaje. rh: Resistencia aerodinámica de la capa límite de la hoja.

rf: Resistencia aerodinámica del aire entre el follaje. ra: Resistencia aerodinámica del aire sobre el cultivo.


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La ecuación (13) revela que la distribución de temperatura en la cubierta vegetal varía con los factores que determinan la temperatura de las hojas: balance de radiación en el follaje, perfil eólico de la temperatura del aire y de las características morfológicas de la cubierta vegetal (hábito foliar y densidad).

Figura 20 Resistencias aerodinámicas de flujo de calor en la hoja, follaje y aire. Por este motivo, la temperatura en la fitósfera puede diferir considerablemente del registro meteorológico convencional como se observa en la Figura 21.

Figura 21 Perfil de temperaturas durante el día y la noche en un cultivo de trigo. La temperatura del suelo bajo la cubierta vegetal: La temperatura del suelo bajo un cultivo puede describirse con una fórmula semejante a la (8) Ts = [(1-αs).Qg+QL↓].e

-K.F+(0,29.10-3/(rs+rf+ra)).(1+T).T*-0,4-Lv (14)

0,0075 + (0,29.10-3

.(1+T)/(rs+rf+ra))


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La notable disminución de la energía radiante que llega al suelo debida a la intercepción por parte del follaje, sobre todo cuando el índice de área foliar (F) es elevado, (e-K.F) explica las menores fluctuaciones térmicas de un suelo bajo la cubierta vegetal en comparación con un suelo descubierto como se aprecia en la Figura 22.

Figura 22 Perfil de la temperatura del aire sobre un terreno descubierto y en dos cultivos, en dos momentos del día

7- Importancia biológica de la temperatura de suelo

Las plantas viven en dos medios: en el aire cercano a la tierra y en la capa superior del suelo. Sin embargo, el suelo es el único medio en el que viven la mayoría de las plantas en su primera etapa.

La temperatura de suelo puede ser un factor limitante para la germinación de la semilla, crecimiento de las raíces, desarrollo de tubérculos, descomposición de la materia orgánica dentro del suelo y por lo tanto para la cantidad de CO2 que pasa del suelo a la capa planta-aire y de ésta a la atmósfera. Las condiciones climatológicas en el suelo y en el aire están íntimamente relacionadas.

Existen investigaciones en laboratorio que permiten obtener datos de temperaturas mínimas y

óptimas de suelo para la germinación de semillas. La siguiente tabla muestra algunas de ellas para diferentes cultivos:

Existen también límites máximos que generalmente son de 30°C, para el maíz ese límite superior es de 40°C y para las hortalizas 34°C.

En climas con estación fresca, las temperaturas mínimas dadas definen las fechas de siembra. El manejo del suelo que da por resultado un aumento de temperatura durante la primavera permite una siembra temprana. Se ha demostrado que un pequeño aumento de la temperatura del suelo, por encima de la temperatura mínima de germinación, da como resultado un importante acortamiento de la emergencia. Pero la reducción del tiempo es mucho menor a temperaturas más elevadas.


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Cultivo Temp. óptima Temp. mínima Trebol - 1 Lino - 1,8 Trigo 15-18 3-4

Cebada - 3-4,5 Remolacha 16 4-5

Arvejas - 7-8 Papas - 7-9 Habas 21 10 Maíz 20 8-9

Algodón 21 - Sorgo 25 - Soja 25 8-9

Tabaco 29 13-14 Tabla 1. Temperaturas óptimas y mínimas de suelo para la germinación.

8- Isotermas. Distribución geográfica de las temperaturas

Isoterma, es la línea imaginaria que une puntos que acusan la misma temperatura. Para estudios climatológicos se registra la temperatura del aire en abrigo meteorológico a 1,5 metros sobre el suelo pero, como la temperatura del aire disminuye con la elevación del nivel sobre el mar, luego del registro se calcula la temperatura que el aire tendría si estuviere a ese nivel. En base a esos datos, se construyen mapas donde se muestran las isotermas. Para el caso de estudios agronómicos, esta corrección a nivel del mar crea un inconveniente, pues las plantas se rigen por la temperatura que registra el termómetro y no la que se corrige a nivel del mar. De todas formas, puede rehacerse el cálculo para obtener la temperatura a nivel de la estación ya que se considera atmósfera estándar en la corrección. De todas formas, existen muchos Atlas donde se han trazado las isotermas sin reducir su valor a nivel del mar (Atlas Climático publicado por el Servicio Meteorológico Nacional en 1962).

Al analizar la distribución geográfica de las temperaturas, se usan usualmente las isotermas anuales normales, las de julio (mes más frío) y las de enero (mes más cálido). Isotermas anuales: Si la superficie terrestre estuviera constituida por material uniforme, no existieran relieves (montañas, depresiones, etc.) la temperatura media anual dependería de la cantidad de radiación solar. En este caso, las líneas isotermas serían paralelos de la esfera terrestre.


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Figura 23 Isotermas anuales normales de la República Argentina.

La observación de una carta de isotermas anuales presenta formas bastante irregulares pero

que son determinadas por las siguientes causas: a) Distribución tierra-mar: La temperatura se eleva más fácilmente en los continentes que sobre

los mares pero los continentes también se enfrían más rápidamente que aquellos. Esto es debido a que la capacidad calorífica y conductividad calórica del agua son muy superiores a las del suelo.

b) Las corrientes marinas: Ya sean frías o cálidas modifican considerablemente la distribución de

la temperatura. c) La altitud: Los altiplanos están recubiertos por una atmósfera poco densa y muy transparente.

La cantidad de radiación solar que reciben durante el día es relativamente grande y la irradiación terrestre en onda larga también.


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d) Las cadenas montañosas: Como la cordillera de los Andes modifica la temperatura media anual a sotavento ya que los vientos fríos y húmedos del Océano Pacífico descargan su humedad sobre las costas chilenas e ingresan secos al continente. Esto implica que la temperatura sea algo más baja cerca de la cadena montañosa.

Guía de temas: Bibliografía 1- Calor y temperatura: Sistema y entorno. Criterios macroscópico y microscópico. Magnitudes intensivas y extensivas. Equilibrio térmico. Concepto de temperatura. Medida de la temperatura. Equilibrio termodinámico. Trabajo y Calor. Concepto de calor. Energía interna. Capacidad calorífica y su medida. Calor específico. Capacidad calorífica del agua. Caloría. Equivalente mecánico del calor. Capacidad calorífica gravimétrica y volumétrica. La conductividad calórica Coeficiente de conductividad térmica (difusividad térmica). Bibliografía: Sears - Zemansky: Capítulo 14. Capítulo 15. Garabatos: Capítulo III pág 93-96. Lomas: Capítulo 3 pág 31-35. 2- Tratamiento estadístico de datos meteorológicos: Temperaturas medias, máximas y mínimas. Amplitud térmica. Temperaturas normales. Bibliografía: Ya Lun Chow

Spiegel: Estadística (Ejercicios resueltos) 3- Temperatura del aire y del suelo: Variación de la temperatura del aire en el tiempo (marcha diaria, mensual y anual). Intercambio de calor suelo-aire. Bibliografía: Garabatos Tomo 2. Capítulo III pág 105-112. 4- Efectos de las propiedades del suelo y de la cubierta vegetal sobre la temperatura del aire y del suelo: Factores determinantes de la temperatura del suelo. Modificación de la temperatura del suelo. Bibliografía: Garabatos Tomo 2. Capítulo III pág 99-105. Lomas. Capítulo 3 pág 35-37. 5- La temperatura en la fitósfera: Balance de energía en la fitósfera. La temperatura en un suelo descubierto. Bibliografía: Norero. Capítulo IV. páginas IV-1 a IV-15. 6- Perfil de temperatura en el aire y en el suelo: La temperatura en el perfil del suelo. La temperatura del aire sobre un suelo descubierto. Perfil de temperatura en la cubierta vegetal. Bibliografía: Norero. Capítulo IV pág IV.15 a IV.34. Lomas. Capítulo 3 pág 37-42. 7- Importancia biológica de la temperatura del suelo. Bibliografía: Lomas. Capítulo 3 pág 42-47. 8- Isotermas. Distribución geográfica de las temperaturas. Bibliografía: Defina y Ravelo Capitulo VIII pág 85 – 91 Atlas de suelo. Atlas climático de la R.A. Informe Climático de la Provincia de Entre Ríos 9 - Medición e instrumental. Bibliografía: Doorenbos Capitulo 2.

universidad nacional de entre rÍos facultad de … · de la materia y deben utilizarse gran...

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