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Curso “Física de la Atmósfera” Lección Nro. 5 Unidad Nro. 3 Procesos adiabáticos saturados Criterios de estabilidad para el aire húmedo Cuando una burbuja saturada se desplaza hacia arriba, su temperatura disminuirá, pero lo hará al ritmo correspondiente al gradiente pseudoadiabático. Si el gradiente ambiental es superior al pseudoadiabático, la burbuja se encontrará más caliente que su entorno y resultará acelerada en la dirección de su desplazamiento. Dicho aire será inestable, respecto al desplazamiento pseudoadiabático de la burbuja. Considerando la posibilidad de que se produzca condensación, durante la ascensión, caben cinco tipos de estabilidad para el caso del aire húmedo: Clasificación de tipos de equilibrio hidrostático γ<Γs Absolutamente estable γ=Γs Neutro o indiferente Γs<γ<Γ Condicionalmente inestable γ=Γ Neutro o indiferente seco γ>Γ Absolutamente inestable Efectos del Calor de Condensación Si una masa de vapor está sobresaturada con respecto al agua, condensa el sobrante. Debido a la condensación quedan liberados 2500 J por cada gramo de vapor de agua que se condensa. Esta cantidad se llama Calor Latente de Condensación. Lc= 2,5X106 J/kg en el sistema SI Una parcela de aire, que contiene además vapor y agua líquida, se calentará por efectos de la condensación. Si ese calor no se transmite a la atmósfera circundante, se dice que el proceso es adiabático saturado. Aplicación a la atmósfera Una parcela de aire que contiene además agua líquida y vapor en equilibrio (parcela saturada) al someterse a un movimiento de ascenso se expande adiabáticamente y por lo tanto se enfría. Al enfriarse queda sobresaturada. El excedente de vapor se condensa. El calor de condensación liberado se emplea en aumentar la temperatura de la parcela. En resumen existen dos causas que producen efectos contrarios. Expansión Condensación Enfriamiento Calentamiento Cambio en el punto de Rocío Cuando una parcela asciende y se expande adiabáticamente, su punto de rocío también disminuye. Esto se debe a la disminución de presión de la parcela (tensión de vapor) es decir lo que disminuye es la presión del vapor de agua que contiene y por lo tanto disminuye el punto de rocío. La disminución del punto de rocío con la altura es de 0,17 0C/hm. Inestabilidad Latente Se dice que la atmósfera se halla estable cuando hay gran resistencia a que en ella se desarrollen movimientos verticales, por lo que si una burbuja se desplaza de su posición de equilibrio tiende a recuperarlo. Lo contrario ocurre en caso de inestabilidad. Pensemos ahora en lo que sucede con un trozo de corcho que sumerjamos en agua: al soltarlo, sale disparado hasta alcanzar la superficie. En cambio si lo elevamos a cierta altura sobre el agua, en el aire, y lo soltamos, el corcho cae irremediablemente. ¿Qué ha ocurrido? La densidad del corcho es mayor que la del aire (pesa más que una masa de aire del mismo tamaño) y menor que la del agua (pesa menos que la cantidad de líquido que “desaloja”). Esta experiencia tan sencilla nos ayuda a comprender lo que le sucede a una burbuja de aire que sea desplazada de su nivel de equilibrio por cualquier causa: si es más fría y por lo tanto, más densa que el aire que el aire que encuentra, tenderá a bajar hasta recuperar su nivel de equilibrio en el que el aire que lo rodea tenga su misma densidad. Pero si es más caliente y liviana que el aire de entorno, como el corcho en el agua, continúa ascendiendo y no vuelve al punto de partida. Ahora llegamos a un punto muy interesante: la temperatura que adquiere la burbuja, depende de su movimiento adiabático, es totalmente independiente de la que encuentre en la atmósfera durante su ascenso, con la cual ya vimos que apenas intercambia calor. Precisamente, de la comparación de esas dos temperaturas surge el criterio práctico para averiguar el grado de estabilidad atmosférica: si la burbuja, al ascender y enfriarse, encuentra una atmósfera más caliente que ella, bajará y volverá al nivel de partida. En cambio, si el aire de alrededor es más frío que la burbuja que sube, esta proseguirá su ascenso (inestabilidad), ver figura nro. 5. Puesto que sabiendo la temperatura del aire en el suelo se puede calcular cuánto se enfría al ascender, solo nos falta medir la variación de la temperatura de la atmósfera con la altura, lo que en la práctica se hace dos veces al día con los radio sondeos atmosféricos. Al realizar las mediciones y analizar los datos, se obtiene el diagnóstico correcto del grado de inestabilidad de la atmósfera. El aire húmedo no solo pesa menos que el seco, sino que desde el momento en que se alcanza la saturación por medio de ascensos adiabáticos, a la altura del llamado nivel de condensación, su dinamismo se acentúa, pues al recoger el calor desprendido en la condensación, su “flotabilidad” aumenta y los movimientos verticales se aceleran. Fig. 5 Prof. Dr. Raúl Roberto Podestá Presidente LIADA Coordinador de las Secciones: Cohetería, Planetas, Cosmología, Astrofotografía, Astrometeorología y Exobiología. Asesor Científico y Coordinador de Cursos.