Relación de Bowen

El coeficiente de Bowen se utiliza para describir el tipo de transferencia de calor en una superficie con humedad. La transferencia de calor puede producirse como calor sensible (diferencias de temperatura sin evapotranspiración ) o calor latente (la energía necesaria durante un cambio de estado, sin cambio de temperatura). El coeficiente de Bowen se utiliza generalmente para calcular el calor perdido (o ganado) en una sustancia; es la relación entre el calor sensible y el calor latente (es decir, la energía asociada a los cambios de estado). Es una magnitud adimensional.

Esta relación recibió su nombre de Harald Sverdrup en honor a Ira Sprague Bowen (1898-1973), un astrofísico cuyo trabajo teórico sobre la evaporación del agua al aire fue el primero en utilizarla, y se usa con mayor frecuencia en meteorología e hidrología .

Formulación

La relación de Bowen se calcula mediante la siguiente ecuación:

B={\frac {Q_{h}}{Q_{e}}}

, dónde

Q_{h}

es calefacción sensible y

Q_{e}

es calentamiento latente.

En este contexto, cuando la magnitud de $B$ es menor que uno, una mayor proporción de la energía disponible en la superficie se transfiere a la atmósfera como calor latente que como calor sensible, y lo contrario es cierto para valores de $B$ mayor que uno. Como ${Q_{e}\rightarrow 0}$ , sin embargo, $B$ Se vuelve ilimitado, lo que convierte al coeficiente de Bowen en una variable poco adecuada para su uso en fórmulas, especialmente en superficies áridas. Por esta razón, la fracción de evaporación a veces resulta una variable más apropiada para representar las contribuciones relativas de los flujos de energía turbulenta al balance energético de la superficie.

La relación de Bowen está relacionada con la fracción evaporativa, $EF$ , a través de la ecuación,

{EF={\frac {Q_{e}}{Q_{e}+Q_{h}}}={\frac {1}{1+B}}}

.

Relación de Bowen de equilibrio

La relación de Bowen de equilibrio es la relación de Bowen que se produce cuando tanto la superficie como el aire a un nivel de referencia dado están saturados. Se utiliza en situaciones donde el enfriamiento evaporativo no está limitado por la falta de humedad superficial, como en grandes masas de agua. La relación de Bowen de equilibrio también es inversamente proporcional a la relación de mezcla de saturación y a la tasa de cambio de la relación de mezcla de vapor de agua con la temperatura. ^{[ 1 ]} Se define como:

$B_{e}={\frac {c_{p}}{L}}({\frac {\partial q^{*}}{\partial T}}|_{T=T_{s}})^{-1}$ , dónde $c_{p}$ es el calor específico del aire seco a presión constante, $L$ es el calor latente de vaporización del agua, $q^{*}$ , es la humedad específica de saturación, y $T$ es la temperatura. La derivada parcial se evalúa a la temperatura de la superficie, $T=T_{s}$ .

La relación de Bowen de equilibrio es la máxima relación de Bowen posible para una superficie húmeda. Dado que el aire a un nivel determinado generalmente no está saturado, puede producirse un mayor enfriamiento por evaporación, lo que hace que la relación de Bowen real sea a menudo menor que la relación de Bowen de equilibrio. ^{[ 2 ]} Si la superficie está saturada, la relación de Bowen real puede expresarse en términos de la relación de Bowen de equilibrio y la humedad específica de la superficie y a un nivel de referencia dado:

$B=B_{e}(1-{\frac {q_{a}^{*}-q_{a}}{q_{s}^{*}-q_{a}}})$ , dónde $q_{a}^{*}$ es la humedad específica de saturación del aire a un nivel determinado cerca de la superficie, $q_{a}$ es la humedad específica del aire, y $q_{s}^{*}$ es la humedad específica de saturación de la superficie. ^{[ 3 ]}

Medición

El meteorólogo británico Howard Penman desarrolló una aproximación de la relación de Bowen que podía calcularse con una cantidad mínima de datos. Descubrió que:

$B\approx {\frac {c_{p}(T_{s}-T_{a})}{L(q_{s}-q_{a})}}$ , dónde $c_{p}$ es el calor específico del aire seco a presión constante, $L$ es el calor latente de vaporización del agua, $T_{s}$ es la temperatura de la superficie, $T_{a}$ es la temperatura del aire sobre la superficie, $q_{s}$ es la humedad específica de la superficie, y $q_{a}$ es la humedad específica del aire sobre la superficie. ^{[ 4 ]} Este método es beneficioso porque la relación de Bowen se puede calcular con equipos sencillos, como un termómetro de bulbo húmedo y de bulbo seco o un conjunto de termopares . ^{[ 5 ]}

Aplicaciones

La relación de Bowen, B, es menor que uno sobre superficies con abundantes reservas de agua. Es negativa donde los flujos de calor sensible y latente tienen direcciones opuestas. Ambos flujos se definen como positivos cuando el flujo va desde la superficie hacia la atmósfera. ^{[ 6 ]} El flujo de calor sensible en las regiones árticas suele ser negativo, ya que el aire en altura suele ser más cálido que la superficie, debido al transporte de calor hacia los polos en la atmósfera. ^{[ 7 ]}

Referencias

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↑ Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 108. ISBN 978-0-12-328531-7.
↑ Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 144. ISBN 978-0-12-328531-7.
↑ Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 143. ISBN 978-0-12-328531-7.
↑ Arya, S. Pal (2001). Introducción a la micrometeorología . Este es el volumen 79 de la serie de geofísica internacional (2.ª ed.). San Diego: Academic Press. pág. 251. ISBN 978-0-12-059354-5.
↑ Hartmann, Dennis L. (1994). Climatología física global . Geofísica internacional. San Diego: Academic Press. pág. 81. ISBN 978-0-12-328530-0.
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Enlaces externos

Biblioteca Digital Nacional de Ciencias - Índice de Bowen

[1] Hartmann, Dennis L. (1994). Climatología física global . Serie internacional de geofísica. San Diego, Nueva York, Boston [etc.]: Academic Press. pág. 102. ISBN 978-0-12-328530-0.

[2] Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 108. ISBN 978-0-12-328531-7.

[3] Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 144. ISBN 978-0-12-328531-7.

[4] Hartmann, Dennis L. (2016). Climatología física global (Segunda ed.). Ámsterdam Boston Heidelberg Londres Nueva York Oxford París San Diego San Francisco Singapur Sídney Tokio: Elsevier. pág. 143. ISBN 978-0-12-328531-7.

[5] Arya, S. Pal (2001). Introducción a la micrometeorología . Este es el volumen 79 de la serie de geofísica internacional (2.ª ed.). San Diego: Academic Press. pág. 251. ISBN 978-0-12-059354-5.

[6] Hartmann, Dennis L. (1994). Climatología física global . Geofísica internacional. San Diego: Academic Press. pág. 81. ISBN 978-0-12-328530-0.

[7] Hartmann, Dennis L. (1994). Climatología física global . Serie internacional de geofísica. San Diego, Nueva York, Boston [etc.]: Academic Press. pág. 105. ISBN 978-0-12-328530-0.

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