Download Sin título de diapositiva - Universidad de Castilla

UNIVERSIDAD DE CASTILLA-LA MANCHA
FÍSICA AMBIENTAL APLICADA
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Tema 3. TERMODINAMICA DE LA ATMOSFERA
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Equipo docente:
Antonio J. Barbero García
Alfonso Calera Belmonte
Pablo Muñiz García
José Ángel de Toro Sánchez
Departamento de Física Aplicada
UCLM
1
GASES IDEALES
ECUACIÓN DE ESTADO
pV  nRT

p
n
m RT m R
RT 

T
V
M V
V M
r
R
M
m
V
R  8.314 kJ  kmol 1  K 1
v
KJ  kg
1
V
m
 K 1 
F
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c
a
pv  rT
w  0
PRIMER PRINCIPIO
du  q  w
q  0
q  0
Sistema
w  0
2
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l
PROPIEDADES DE UN SISTEMA
Energía interna específica u
Calores específicos
 u 
cv   
 T v
Entalpía específica
h  u  pv
F
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Trabajo
 h 
cp   
 T  p
w  p  dv
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l
Relación entre los calores específicos para un gas ideal
d
d
r  T   r
( p  v) 
dT
dT
Relación de Mayer
dh d
u  pv  cv  r

dT dT
c p  cv  r
3
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APLICACIÓN DEL PRIMER PRINCIPIO A UN GAS IDEAL
q  cv dT  p  dv
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l
q  cv dT  d ( p  v)  v  dp  (cv  r )dT  v  dp  c p dT  v  dp
d ( p  v)  v  dp  p  dv
q  c p dT  v  dp
dh  du  p  dv  v  dp
q  dh  v  dp
4
MEZCLA DE GASES IDEALES. MODELO DE DALTON
•
•
•
Gas ideal formado por partículas que ejercen fuerzas
mutuas despreciables y cuyo volumen es muy pequeño en
comparación con el volumen total ocupado por el gas.
Cada componente de la mezcla se comporta como un gas
ideal que ocupase él sólo todo el volumen de la mezcla a la
temperatura de la mezcla.
Consecuencia: cada componente individual ejerce una
presión parcial, siendo la suma de todas las presiones
parciales igual a la presión total de la mezcla.
pi 
p
ni RT
V
nRT
V
pi ni
ni
  yi 
p n
n1  n2  ...  ni  ...
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l
Fracción molar
La presión parcial de cada componente
es proporcional a su fracción molar
5
FASE: Estado de agregación físicamente homogéneo y con las
mismas propiedades.
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CAMBIOS DE FASE: Calor latente de cambio de estado
CAMBIOS A PRESIÓN CONSTANTE: Entalpía de cambio de estado
S L 80 kcal/kg
Agua:
L V 540 kcal/kg
6
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l
CAMBIOS DE ESTADO DEL AGUA
Los cambios de estado llevan asociados intercambios de energía:
calor latente de cambio de estado
Cuando el cambio de estado es a presión constante  entalpía de cambio de estado
Ejemplo: agua a 1 atm sometida a un calentamiento continuo
T (ºC)
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l
agua
+
vapor
hielo
+
agua
100
540 kcal/kg
80 kcal/kg
0
1 kcal/kg·ºC
 0.5 kcal/kg·ºC
hielo
agua
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vapor
El cambio líquido  vapor lleva asociado un gran intercambio de energía!
q
7
Aire húmedo: aire seco + vapor de agua
(COMPOSICIÓN AIRE SECO: Véase Tema 2)
El aire húmedo en contacto con agua líquida se describe con arreglo a las
idealizaciones siguientes: 1) El aire seco y el vapor se comportan como gases
ideales independientes. 2) El equilibrio de las fases líquida y gaseosa del agua
no está afectada por la presencia de aire.
Vapor
Aire seco
Aire húmedo
Aire saturado
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Líquido
Presión de vapor
(tensión de vapor)
Presión de vapor de saturación: función de T
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Diagrama de Fases. Curva líquido-vapor (agua)
SATURACIÓN:
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
0.100
Presión de vapor (tensión de vapor)
0.080
P (bar)
0.060
0.040
0.024
0.020
0.000
0
10
20
30
40
50
T (ºC)
Coexistencia de fase
líquida y fase gaseosa
siendo la presión de
vapor igual al valor
indicado por la curva
de equilibrio líquidovapor a cada
temperatura
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Diagrama fases agua
b
http://www.lsbu.ac.uk/water/
i
phase.html
e
http://www.chemistrycoach.com/ n
Phase_diagram.htm
t
a
Properties of Water and
l
Steam in SI-Units
(Ernst Schmidt)
Springer-Verlag (1982)
Coordenadas punto triple: 0.01 ºC, 0.00611 bar
9
Interpolación lineal
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
0.100
T (ºC)
0.01
5.00
10.0
15.0
20.0
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
0.080
P (bar)
0.060
0.040
0.020
1 i
2
0.000
0
10
20
30
40
50
Pi  P1 
P (bar)
0.00611
0.00872
0.01228
0.01705
0.02339
0.03169
0.04246
0.05628
0.07384
0.09593
Ti  T1
P2  P1 
T2  T1
T (ºC)
P(38º C )  0.06632 bar
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CONTENIDO DE HUMEDAD EN EL AIRE
Razón de mezcla
Masa de vapor de agua
o
=
Masa de aire seco
Humedad específica
w
mv
ms
kg vapor/kg aire seco
Relación entre presión parcial de vapor de agua, presión total y humedad específica:
La presión parcial ejercida por un constituyente de una mezcla de gases es proporcional a su
fracción molar (Dalton)
mv
Mv
mv
w
ms
pv 
p

p
mv ms
 mv
1  w


M v 

Mv Ms
M

m
M
 v s
s
yv 
mv
Mv
mv ms

Mv Ms
pv 

Mv
 0.622
Ms
w
p
w
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EJEMPLOS
.
Una masa de aire contiene vapor de agua con una razón de
mezcla 6 g kg-1, siendo la presión total de la misma 1018 mb.
Determinar la presión de vapor.
w
0.006
p 
p
1018  9.7 mb
v w
0.006  0.622
. . .
.
..
.
.
. .. . . .
.
. .
.
. .
Determínese la humedad específica de una masa de aire donde la tensión de vapor de agua es
de 15 mb, siendo la presión total 1023 mb.
w
pv
15
 0.622
 0.00926 kg vapor / kg aire sec o
p  pv
1023  15
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Entalpía de mezcla
Nomenclatura:
Subíndice s:
se refiere al aire seco
H  H s  H v  ms hs  mv hv
H Hs Hv
m


 hs  v hv
ms ms ms
ms
Subíndice v:
se refiere al vapor de agua
Específica
(kJ/kg aire seco)
h  hs  w  hv
Calor sensible:
Contenido de energía de una masa de aire debido a la temperatura del aire
Se expresa en kJ/kg aire seco o en kcal/kg aire seco (magnitud específica).
El calor específico del aire seco es 0.24 kcal/kg
Calor latente:
Contenido de energía de una masa de aire debido al vapor de agua que contiene
Representa el calor necesario para vaporizar el agua contenida en la masa de aire
http://www.shinyei.com/allabout-e.htm#a19
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Humedad relativa: cociente entre la fracción molar de vapor de agua en una muestra
de aire húmedo y la fracción molar de vapor en una muestra de aire saturado a la
misma temperatura y la misma presión de la mezcla.
 yv 

  

 yv , sat T , p

Forma alternativa 1:
pv  yv p
pv , sat  yv , sat p
 p 
   v 
 pv , sat T , p
Forma alternativa 2:
En la atmósfera de la Tierra p >> pv,sat
w
wsat
pv
p
 v
p  pv
p
pv , sat
p

  v , sat
p  pv , sat
p
w
wsat
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Ejemplo
Considérese una masa de aire a 1010 mb y 20 ºC cuya presión parcial de
vapor es 10 mb. Calcúlese su humedad relativa, su humedad específica y
la humedad específica de saturación.
 p 
10
   v  
 0.428 (43%)
 pv , sat T , p 23.39
w
wsat  
pv
10
 0.622
 0.00622 kgkg-1
p  pv
1010  10
pv , sat
23.39
 0.622
 0.0147 kgkg-1
p  pv , sat
1010  23.39
T (ºC)
0.01
5.00
10.0
15.0
20.0
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
P (bar)
0.00611
0.00872
0.01228
0.01705
0.02339
0.03169
0.04246
0.05628
0.07384
0.09593
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P
wsat
w
pv,sat
pv
T
15
Punto de rocío: Temperatura a la que debe enfriarse el aire (manteniendo constante
su presión y su contenido en vapor) para alcanzar la saturación.
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
0.100
El aire mantiene su
humedad específica
pero aumenta la
humedad relativa
0.080
P (bar)
0.060
w40 ºC  
0.040
0.020
0.012
0.000
0
10
20
30
F
Ejemplo. Masa de aire húmedo
í
evolucionando desde 40 ºC hasta s
10 ºC (pv = 20 mb, presión constantei
c
1010 mb)
a
40
T (ºC)
Temperatura de rocío  13.8 ºC
50
pv

p  pv
A
m
0.020
 0.622
 0.0126 kg  kg 1 b
i
1.010  0.020
e
n
t
pv
w10 ºC  

a
p  pv
l
 0.622
0.012
 0.00748 kg  kg 1
1.010  0.012
16
PROCESO DE SATURACIÓN ADIABÁTICA
Aislamiento adiabático
T2
T1
2
1
El aire fluye a través de un conducto perfectamente aislado donde existe un depósito de
agua abierto al flujo de aire. A medida que circula, el aire aumenta su humedad
específica hasta alcanzar saturación si el contacto aire agua es lo suficientemente
prolongado.
La entalpía del aire húmedo se mantiene constante. Como consecuencia, la temperatura
disminuye a la salida.
T2 = Tsa
Sobre saturación adiabática y humedad
http://www.taftan.com/xl/adiabat.htm
http://www.shinyei.com/allabout-e.htm
Temperatura de saturación adiabática
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PSICRÓMETRO
Determinación de la humedad específica w del aire húmedo a partir de
tres propiedades de la mezcla: presión p, temperatura T y temperatura de
saturación adiabática Tsa
w
hs (Tsa )  hs (T )  w' hv (Tsa )  hliq (Tsa )
hv (T )  hliq (Tsa )
pv (Tsa )
w'  
p  pg (Tsa )
Temperatura bulbo húmedo  Temp. saturación adiabática
seco
húmedo
T
Tsa
Diagrama psicrométrico
M J Moran, H N Shapiro. Fundamentos de Termodinámica Técnica. Reverté (1994)
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Diagrama psicrométrico
CONSTRUIDO PARA
UNA PRESIÓN DADA
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
h
v
w, pv
T (húmedo)
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T (seco)
Densidad del aire húmedo (kg/m3)
Volumen específico
(m3/kg)

v
1

ms  mv
V

V
ms  mv
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l
20
EJEMPLO.
Una masa de aire a 30 ºC con 30% de humedad se
somete a un proceso de saturación adiabática.
Después se enfría hasta 13.5 ºC y posteriormente
se calienta hasta que su temperatura alcanza
19 ºC. Determínese su humedad relativa y la
variación en su humedad específica.
F
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s
i
c
a
 = 0.095-0.080 =
= 0.015 kg·kg-1
18 ºC
13.5 ºC
30%
0.095
0.080
30 ºC
19 ºC
21
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l
PAQUETE DE AIRE
Es un volumen de aire cuya composición permanece aproximadamente constante,
desplazándose geográficamente y a través de la atmósfera como una unidad
diferenciada.
La mezcla por difusión molecular es un fenómeno importante en los primeros
centímetros de altura y por encima de los 100 km. En los niveles intermedios la
mezcla vertical es consecuencia del intercambio de masas de aire bien definidas
(“paquetes de aire”) cuyas dimensiones horizontales se encuentran comprendidas
desde los centímetros hasta la escala del tamaño de la Tierra.
MODELIZACIÓN DE LOS PAQUETES DE AIRE
•
•
•
Se encuentran térmicamente aislados de su entorno y su temperatura cambia
adiabáticamente cuando ascienden o descienden.
Se encuentran a la misma presión que su entorno a cada altura, por lo que se
supone existe equilibrio hidrostático.
Se mueven lo suficientemente despacio como para suponer que su energía
cinética es una fracción despreciable de su energía total.
22
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n
t
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l
PROCESOS DE SATURACIÓN ADIABÁTICA Y PSEUDOADIABÁTICA
Aire húmedo
Todos los productos de
condensación permanecen
en el paquete de aire
Proceso
adiabático
saturado
Proceso adiabático
Condensación
Aire saturado
Los productos de
condensación (todo o parte)
abandonan el paquete de aire
Proceso
pseudoadiabático
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l
ECUACIÓN HIDROSTÁTICA
Columna aire, densidad 
Masa de aire contenida en dz:
S  dz
Peso de aire contenido en dz:
gS  dz
F
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S
p+dp
-Sdp
Fuerzas de presión:
Ascendente:
dz
z
Descendente:
gSdz
p
pS
S  ( p  dp)
Fuerza de presión neta: S  p  S  ( p  dp)   S  dp
La fuerza de presión neta está dirigida hacia arriba, ya
que dp es una cantidad negativa
24
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l
ECUACIÓN HIDROSTÁTICA (Continuación)
Suponemos que cada película de aire está muy cerca
del equilibrio
S
El peso equilibra las fuerzas de presión
p+dp
-Sdp
dp
  g
dz
 S  dp  gS  dz
dz
z
gSdz
p
En función de volumen específico:

1
v
g  dz  v  dp
25
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l
TEMPERATURA VIRTUAL
V
ms
mv
Aire húmedo =
= aire seco +
+ vapor de agua
Densidad del
aire húmedo:

ms  mv
  s  v
V
F
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a
s: densidad que la misma masa ms de aire seco
tendría si ella sola ocupase el volumen V
Densidades “parciales”
v: densidad que la misma masa mv de vapor de agua
tendría si ella sola ocupase el volumen V
ps  rs sT
Gas ideal
Ley de Dalton
pv  rv vT

p  pv pv

rsT
rvT
p  ps  pv
26
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b
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t
a
l

Tvirtual
p  pv pv

rsT
rvT
T
T


p
w
1   
1  v 1    1 
p
we

p
rsT
 pv  rs  p
1  1   
p  rv  rsT


Tvirtual 
 pv



1

1




p


rs M v

 0.622
rv M s
F
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T
1
pv
1   
p
La ecuación de los gases se puede escribir entonces como: p  rs Tvirtual
Definición: Temperatura virtual Tvirtual
Presión del
aire húmedo
Constante
del aire seco
Densidad del
aire húmedo
La temperatura virtual es la temperatura que el aire seco debe tener para
tener la misma densidad que el aire húmedo a la misma presión.
El aire húmedo es menos denso que el aire seco  la temperatura virtual
es mayor que la temperatura absoluta.
27
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l
TEMPERATURA POTENCIAL
La temperatura potencial  de un paquete de aire se define como la
temperatura que dicho paquete alcanzaría si fuese expandida o comprimida
adiabáticamente desde su presión inicial hasta una presión estándar p0
(generalmente se toma p0 = 1000 mb).
c p dT dp

0
r T
p
rT
c p dT  dp  0
p
q  c p dT  v  dp  0
A
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a
l
p  v  rT
T
c p dT

r T


Aire seco
p

p0
dp
p
cp
T
p
ln  ln
r 
p0
r
287 J  K 1  kg 1

 0.286
cp
1004 J  K 1  kg 1
cp
p
T  r
  
p0
 
r
cp
 p0

 p
  T
F
í
s
i
c
a
T  constante   p0.286
28
GRADIENTE ADIABÁTICO DEL AIRE SECO
Primer principio
q  c p dT  v  dp
q  c p dT  g  dz  0
 dT 
 
 dz aire
seco
g
  s
cp
g  dz  v  dp
Proceso adiabático
A
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b
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n
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l
Ecuación hidrostática
g = 9.81 ms-2
cp = 1004 Jkg -1K-1
F
í
s
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c
a
s = 0.0098 Km-1 = 9.8 Kkm-1
29
GRADIENTE ADIABÁTICO DEL AIRE SATURADO
Una vez alcanzada la saturación se libera en el seno del paquete de aire el calor
latente de cambio de estado, y a partir de ese momento la disminución de la
temperatura con la altura se hace menor.
Gradiente adiabático del aire saturado: tasa de disminución de la temperatura con la
altitud para un paquete de aire saturado en condiciones adiabáticas. Se define como:
 dT 
sat   
 dz aire
sat
Valores típicos: 4 Kkm-1 para las proximidades del suelo
6-7 Kkm-1 para la troposfera media
30
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DIAGRAMA PSEUDOADIABÁTICO
T  constante   p0.286
0
Línea de igual temperatura potencial
Ejemplo. Una burbuja de aire
a 230 K se encuentra en el nivel
de 400 mb y desciende
adiabáticamente hasta el nivel
de 600 mb.
¿Cuál es su temperatura final?
10
P (mb)
100
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l
230 K
Descenso adiabático
200
=100K
=200K
=300K
=400K
=500K
300
 constante
400
600
259 K
800
1000
100
200
300
F
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a
400
T (K)
31
F
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l
32
Líneas continuas rotuladas en K: Adiabáticas secas
Son líneas de temperatura potencial constante ( cte)
Líneas discontínuas rotuladas en K: Pseudoadiabáticas
(para aire saturado,  bulbo húmedo cte)
Líneas continuas rotuladas en g/kg:
Líneas de razón de saturación constante
Están rotuladas con la razón de saturación ws.
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33
USO DEL DIAGRAMA PSEUDOADIABÁTICO
Ejemplo
Una masa de aire a 1000 mb y 18 ºC tiene una razón de mezcla de 6 gkg-1.
Determínese su humedad relativa y su punto de rocío (diagrama en pagina siguiente)
* Localización en el diagrama pseudoadiabático (punto rojo) por coordenadas T, p.
* Lectura de la razón de mezcla de saturación. Véase que ws = 13 gkg-1
* Humedad relativa  
w
6
  0.46 (46%)
wsat 13
* Punto de rocío: trazamos una horizontal en la ordenada de 1000 mb hasta
encontrar la línea de razón de mezcla rotulada con el valor de la razón de
mezcla actual (6 gkg-1). Le corresponde una temperatura de 6 ºC, es decir, a esa
temperatura un contenido en vapor de 6 gkg-1 es saturante y por lo tanto
condensará.
34
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Ejemplo
Una masa de aire a
1000 mb y 18 ºC tiene
una razón de mezcla de
6 gkg-1.
Determínese su
humedad relativa y su
punto de rocío
F
í
s
i
c
a
A
m
w 6
    0.46 (46%) b
i
ws 13
e
ws = 13
n
-1
gkg
t
a
l
1000 mb
Punto de rocío
6 ºC
18 ºC
35
NIVEL DE CONDENSACIÓN
Se define como el nivel en que un paquete de aire húmedo que asciende
adiabáticamente llega a estar saturado.
Durante el ascenso la razón de mezcla w y la temperatura potencial 
permanencen constantes pero la razón de mezcla de saturación ws va
disminuyendo progresivamente (ya que la temperatura va disminuyendo)
hasta que su valor se hace igual a la razón de mezcla actual w.
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
36
REGLA DE NORMAND
• En un diagrama pseudoadiabático el nivel de condensación
por ascenso de un paquete de aire se encuentra en la
intersección de:
• la línea de temperatura potencial que pasa a través del
punto localizado por la temperatura y presión del paquete;
• la línea de temperatura potencial equivalente (es decir la
pseudoadiabática) que pasa a través del punto localizado
por la temperatura de bulbo húmedo de la masa de aire y
presión correspondiente a la masa de aire;
• la línea de relación de mezcla de saturación que pasa por el
punto determinado por la temperatura de rocío y la presión
de la masa de aire.
37
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Paquete de aire con presión p, temperatura T, punto de rocío TR y
temperatura de bulbo húmedo Tbh.
F
í
s
i
c
a
Nivel de condensación
p
wsat constante
p
1000 mb
A
m
b
i
e
n
t
a
l
 constante
Tbh
TR
T
sat constante
bh
T
38
EJEMPLO 1. Nivel de condensación
A) Un paquete de aire de temperatura inicial 15 ºC y punto de rocío 2 ºC asciende
adiabáticamente desde el nivel de 1000 mb. Determínese el nivel de condensación y
la temperatura a dicho nivel.
B) Si el paquete de aire sigue ascendiendo por encima del nivel de condensación y
llega 200 mb más arriba, ¿cuál es la temperatura final y cuanta agua se ha
condensado durante el ascenso?
39
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
B) Si el paquete de aire sigue ascendiendo por
encima del nivel de condensación y llega 200
mb más arriba, ¿cuál es la temperatura final y
cuanta agua se ha condensado durante el
ascenso?
EJEMPLO 1. Nivel de condensación
2.0 g/kg
F
í
s
i
c
a
630 mb
Condensado:
4.5-2.0=2.5 g/kg
4.5 g/kg
830 mb
A) Un paquete de aire de
temperatura inicial 15 ºC y punto de
rocío 2 ºC asciende adiabáticamente
desde el nivel de 1000 mb.
Determínese el nivel de
condensación y la temperatura a
dicho nivel.
1000 mb
-15 ºC
TR=2 ºC
-1 ºC
15 ºC
40
A
m
b
i
e
n
t
a
l

6
 0.5
12
(50%)
770 mb
12 g·kg-1
6 g·kg-1
TR=4.5 ºC
T=15 ºC
8.5 ºC
13 ºC
23.5 ºC
EJEMPLO 2
Un paquete de
aire a 900 mb
tiene una
F
temperatura de 15 í
ºC y un punto de s
rocío de 4.5 ºC. i
Determínese el c
nivel de
a
condensación, la
razón de mezcla, A
m
la humedad
b
relativa, la
i
temperatura de
bulbo húmedo, la e
n
temperatura
t
potencial y la
a
temperatura
l
potencial de
bulbo húmedo.
41
ESTABILIDAD ESTÁTICA AIRE NO SATURADO
Gradiente actual
Altura
s - >0
 <s
A
B
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
Condiciones iniciales

TA
TB
 ATMÓSFERA ESTABLE
El aire ascendente A (más frío) es
más denso que el aire del entorno B
s
Temperatura
Fuerza recuperadora que inhibe el
movimiento vertical
Estabilidad estática positiva
Gradiente adiabático del aire MENOR
que el gradiente adiabático del aire seco
El paquete de aire A tiende a
regresar a su nivel de origen
42
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
ESTABILIDAD ESTÁTICA AIRE NO SATURADO
Gradiente actual
Altura
 <s
<0
A
s - >0
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
B
Condiciones iniciales
El aire ascendente A (más frío) es
más denso que el aire del entorno B
s

TA
 ATMÓSFERA ESTABLE
TB
Temperatura
Fuerza recuperadora que inhibe el
movimiento vertical
Estabilidad estática negativa
(INVERSIÓN)
Gradiente adiabático del aire negativo
(y menor que el del aire seco)
El paquete de aire A tiende a
regresar a su nivel de origen
43
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Inversión térmica
Aire muy frío
F
í
s
i
c
a
Capa de aire caliente
Aire frío
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Las inversiones térmicas juegan un
papel importante en la acumulación de
contaminantes
http://www.sma.df.gob.mx/sma/gaa/
meteorologia/inver_termica.htm
Sobre inversiones térmicas
http://www.aviacionulm.com/meteotemperatura.html
http://www.sagan-gea.org/hojared/hoja20.htm
http://www.rolac.unep.mx/redes_ambientales_cd/capacitacion/Capitulo1/1_1_2.htm
44
INESTABILIDAD ESTÁTICA AIRE NO SATURADO
Gradiente actual
Altura
s - < 0
 >s
B
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
A
Condiciones iniciales
s
TB TA
 ATMÓSFERA INESTABLE
El aire ascendente A (más caliente) es A
menos denso que el aire entorno B
m

Temperatura
Fuerza que favorece el movimiento
vertical
Inestabilidad estática
Gradiente adiabático del aire MAYOR
que el gradiente adiabático del aire seco
F
í
s
i
c
a
El paquete de aire A tiende a alejarse
de su nivel de origen
45
b
i
e
n
t
a
l
ESTABILIDAD ESTÁTICA AIRE NO SATURADO (RESUMEN)
Estable
Estabilidad estática positiva
 <s
Estabilidad estática negativa
 <s
(inversión)
Inestable
Estabilidad neutral:
Mezcla convectiva
 <0


s
 >s
 =s
s

46
F
í
s
i
c
a
A
m
b
i
e
n
t
a
l
BIBLIOGRAFÍA Y DOCUMENTACIÓN
Libros básicos de referencia para el tema:
John M Wallace, Peter W Hobbs, Atmospheric Science. An introductory survey. Academic Press (1997)
M J Moran, H N Shapiro. Fundamentos de Termodinámica Técnica. Reverté (1994)
Sobre humedad y su medida
http://www.usatoday.com/weather/whumdef.htm
Datos de entalpías de vaporización y fusión de los elementos químicos
http://www.adi.uam.es/docencia/elementos/spv21/sinmarcos/graficos/entalpiadevaporizacion/evapor.html
http://www.adi.uam.es/docencia/elementos/spv21/sinmarcos/graficos/entalpiadefusion/efusion.html
Sobre calor específico
http://www.engineeringtoolbox.com/36_339qframed.html
A
m
b
i
e
n
t
a
l
Discusiones sobre estabilidad e inestabilidad:
http://www.geocities.com/silvia_larocca/Temas/emagrama2.htm
http://www.cesga.es/telecursos/MedAmb/medamb/mca2/frame_MCA02_3.html
http://www.qc.ec.gc.ca/meteo/Documentation/Stabilite_e.html
http://www.usatoday.com/weather/wstabil1.htm (usa unidades inglesas)
Tipos de nubes
http://seaborg.nmu.edu/Clouds/types.html
Otras páginas relacionadas:
http://www.usatoday.com/weather/whumdef.htm
http://www.usatoday.com/weather/wwater0.htm
F
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c
a
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