1. 1
TEMA 3
TERMODINAMICA DE LA ATMOSFERA
• Ecuación de estado del gas ideal. Mezcla de gases
• Trabajo y calor. Primer principio de la Termodinámica
• Cambios de fase
• El concepto del paquete de aire. Procesos: procesos adiabáticos.
• El vapor de agua: Aire húmedo. Saturación
• Procesos del aire húmedo. Diagramas
• Estabilidad vertical
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
Equipo docente:
Alfonso Calera Belmonte
Antonio J. Barbero
Departamento de Física Aplicada
UCLM
2. 2
GASES IDEALES
ECUACIÓN DE ESTADO
T
M
R
V
m
V
RT
M
m
RT
V
n
p
11
KkgKJ
M
R
r
V
m
m
V
v
11
314.8 KkmolkJRnRTpV
rTpv
0q 0q
0w
0w
wqdu
PRIMER PRINCIPIO
Sistema
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
3. 3
PROPIEDADES DE UN SISTEMA
Entalpía específicaEnergía interna específica u pvuh
Calores específicos
p
p
T
h
c
v
v
T
u
c dvpw
Trabajo
Relación entre los calores específicos para un gas ideal
rTr
dT
d
vp
dT
d
)( rcpvu
dT
d
dT
dh
v
Relación de Mayer rcc vp
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
4. 4
dvpdTcq v
APLICACIÓN DEL PRIMER PRINCIPIO A UN GAS IDEAL
dpvdTcdpvdTrcdpvvpddTcq pvv )()(
dvpdpvvpd )(
dpvdTcq p
dpvdvpdudh dpvdhq
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
5. 5
V
RTn
p i
i
V
nRT
p
......21 i
i
i
ii
nnn
n
y
n
n
p
p
Fracción molar
La presión parcial de cada componente
es proporcional a su fracción molar
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.
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
6. 6
FASE: Estado de agregación físicamente homogéneo y con las
mismas propiedades.
CAMBIOS DE FASE: Calor latente de cambio de estado
CAMBIOS A PRESIÓN CONSTANTE: Entalpía de cambio de estado
Agua:
L V 540 kcal/kg
S L 80 kcal/kg
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
7. 7
T (ºC)
q
0
hielo
hielo
+
agua
CAMBIOS DE ESTADO DEL AGUA
Ejemplo: agua a 1 atm sometida a un calentamiento continuo
100
agua vapor
agua
+
vapor
80 kcal/kg
540 kcal/kg
1 kcal/kg·ºC
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
El cambio líquido vapor lleva asociado un gran intercambio de energía!
0.5 kcal/kg·ºC
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
8. 8
Aire húmedo: aire seco + vapor de agua
Aire seco Aire húmedo Aire saturado
Presión de vapor
(tensión de vapor)
Presión de vapor de saturación: función de T
Líquido
Vapor
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.
(COMPOSICIÓN AIRE SECO: Véase Tema 2)
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
9. 9
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
0.000
0.020
0.040
0.060
0.080
0.100
0 10 20 30 40 50
P(bar)
T (ºC)
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
Diagrama de Fases. Curva líquido-vapor (agua)
Coordenadas punto triple: 0.01 ºC, 0.00611 bar
0.024
http://www.lsbu.ac.uk/water/
phase.html
Diagrama fases agua
http://www.chemistrycoach.com/
Phase_diagram.htm
Properties of Water and
Steam in SI-Units
(Ernst Schmidt)
Springer-Verlag (1982)
SATURACIÓN:
Coexistencia de fase
líquida y fase gaseosa
siendo la presión de
vapor igual al valor
indicado por la curva
de equilibrio líquido-
vapor a cada
temperatura
Presión de vapor (tensión de vapor)
10. 10
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
0.000
0.020
0.040
0.060
0.080
0.100
0 10 20 30 40 50
P(bar)
T (ºC)
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
T (ºC) P (bar)
0.01 0.00611
5.00 0.00872
10.0 0.01228
15.0 0.01705
20.0 0.02339
25.0 0.03169
30.0 0.04246
35.0 0.05628
40.0 0.07384
45.0 0.09593
Interpolación lineal
12
12
1
1 PP
TT
TT
PP i
i
barCP 06632.0)º38(
1 2i
11. 11
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)
p
w
w
MmM
m
M
m
m
p
M
m
M
m
M
m
p
ssv
v
v
s
v
s
s
v
v
v
v
v
1
s
v
m
m
w kg vapor/kg aire seco
Masa de vapor de agua
Masa de aire seco
=
Razón de mezcla
Humedad específica
o
s
s
v
v
v
v
v
M
m
M
m
M
m
y
p
w
w
pv
622.0
s
v
M
M
CONTENIDO DE HUMEDAD EN EL AIRE
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
12. 12
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.
mbp
w
w
v
p 7.91018
622.0006.0
006.0
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.
oairekgvaporkg
pp
p
w
v
v
sec/00926.0
151023
15
622.0
. . . .
. . . .
.
.
.
.
.
. ..
.
.
.
.
.
EJEMPLOS
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
13. 13
v
s
v
s
s
v
s
s
s
h
m
m
h
m
H
m
H
m
H
vs hwhh
Específica
(kJ/kg aire seco)
vs HHH vvss hmhmEntalpía de mezcla
Nomenclatura:
Subíndice s:
se refiere al aire seco
Subíndice v:
se refiere al vapor de agua
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
http://www.shinyei.com/allabout-e.htm#a19
Representa el calor necesario para vaporizar el agua contenida en la masa de aire
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
14. 14
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.
pTsatv
v
y
y
,,
pyp vv
pyp satvsatv ,, pTsatv
v
p
p
,,
Forma alternativa 1:
Forma alternativa 2:
En la atmósfera de la Tierra p >> pv,sat
p
p
pp
p
w satv
satv
satv
sat
,
,
,
p
p
pp
p
w v
v
v
satw
w
A
m
b
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n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
15. 15
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
T
pv
pv,sat
w
wsat
T (ºC) P (bar)
0.01 0.00611
5.00 0.00872
10.0 0.01228
15.0 0.01705
20.0 0.02339
25.0 0.03169
30.0 0.04246
35.0 0.05628
40.0 0.07384
45.0 0.09593
%)43(428.0
39.23
10
,, pTsatv
v
p
p
00622.0
101010
10
622.0
v
v
pp
p
w kg kg-1
0147.0
39.231010
39.23
622.0
,
,
satv
satv
sat
pp
p
w kg kg-1
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
16. 16
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
Punto de rocío: Temperatura a la que debe enfriarse el aire (manteniendo constante
su presión y su contenido en vapor) para alcanzar la saturación.
0.000
0.020
0.040
0.060
0.080
0.100
0 10 20 30 40 50
P(bar)
T (ºC)
Presion de vapor del agua (liq) en funcion de la temperatura
Temperatura de rocío 13.8 ºC
0.012
Ejemplo. Masa de aire húmedo
evolucionando desde 40 ºC hasta
10 ºC (pv = 20 mb, presión constante
1010 mb)
v
v
C
pp
p
w º40
1
0126.0
020.0010.1
020.0
622.0 kgkg
v
v
C
pp
p
w º10
1
0748.0
012.0010.1
012.0
622.0 kgkg
El aire mantiene su
humedad específica
pero aumenta la
humedad relativa
17. 17
PROCESO DE SATURACIÓN ADIABÁTICA
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.
T1
1
T2
2
Sobre saturación adiabática y humedad
http://www.taftan.com/xl/adiabat.htm
http://www.shinyei.com/allabout-e.htm
Temperatura de saturación adiabáticaT2 = Tsa
Aislamiento adiabático
La entalpía del aire húmedo se mantiene constante. Como consecuencia, la temperatura
disminuye a la salida.
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
18. 18
PSICRÓMETRO
)()(
)()(')()(
saliqv
saliqsavssas
ThTh
ThThwThTh
w
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
seco
T
Temperatura bulbo húmedo Temp. saturación adiabática
Diagrama psicrométrico
saT
húmedo
)(
)(
'
sag
sav
Tpp
Tp
w
M J Moran, H N Shapiro. Fundamentos de Termodinámica Técnica. Reverté (1994)
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
19. 19
V
mm vs
Densidad del aire húmedo (kg/m3)
vs mm
V
v
1
Volumen específico (m3/kg)
w, pv
T (seco)
h
T (húmedo)
v
Diagrama psicrométricoCONSTRUIDO PARA
UNA PRESIÓN DADA
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
21. 21
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
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.
30 ºC
30%
18 ºC
13.5 ºC
19 ºC
0.080
0.095
= 0.095-0.080 =
= 0.015 kg·kg-1
22. 22
Es un volumen de aire cuya composición permanece aproximadamente constante,
desplazándose geográficamente y a través de la atmósfera como una unidad
diferenciada.
• 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.
PAQUETE DE AIRE
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
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
23. 23
PROCESOS DE SATURACIÓN ADIABÁTICA Y PSEUDOADIABÁTICA
Aire húmedo
Aire saturado
Proceso adiabático
Condensación
Todos los productos de
condensación permanecen
en el paquete de aire
Los productos de
condensación (todo o parte)
abandonan el paquete de aire
Proceso
adiabático
saturado
Proceso
pseudoadiabático
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
24. 24
ECUACIÓN HIDROSTÁTICA
dz
g Sdzz
p
S
Masa de aire contenida en dz: dzS
Peso de aire contenido en dz: dzSg
Fuerza de presión neta:
Ascendente: pS
Descendente: )( dppS
dpSdppSpS )(
La fuerza de presión neta está dirigida hacia arriba, ya
que dp es una cantidad negativa
Fuerzas de presión:
p+dp
-Sdp
Columna aire, densidad
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
25. 25
ECUACIÓN HIDROSTÁTICA (Continuación)
Suponemos que cada película de aire está muy cerca
del equilibrio
El peso equilibra las fuerzas de presión
dzSgdpS g
dz
dp
v
1
En función de volumen específico:
dpvdzg
dz
g Sdzz
p
S
p+dp
-Sdp A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
26. 26
Aire húmedo =
= aire seco +
+ vapor de agua
vs
vs
V
mmDensidad del
aire húmedo:
s: densidad que la misma masa ms de aire seco
tendría si ella sola ocupase el volumen V
v: densidad que la misma masa mv de vapor de agua
tendría si ella sola ocupase el volumen V
Densidades “parciales”
V ms mv
TEMPERATURA VIRTUAL
Gas ideal
Ley de Dalton vs ppp
Trp sss
Trp vvv
Tr
p
Tr
pp
v
v
s
v
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
27. 27
Tr
p
Tr
pp
v
v
s
v
Definición: Temperatura virtual Tvirtual
La ecuación de los gases se puede escribir entonces como:
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.
Densidad del
aire húmedoConstante
del aire seco
Presión del
aire húmedo
622.0
s
v
v
s
M
M
r
r
virtuals Trp
1111
ew
w
T
p
p
T
T
v
virtual
1111
p
p
Tr
p
r
r
p
p
Tr
p v
sv
sv
s
11
p
p
T
T
v
virtual
A
m
b
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n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
28. 28
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
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).
TEMPERATURA POTENCIAL
rTvp
0
p
dp
T
dT
r
cp
p
p
T
p
p
dp
T
dT
r
c
0
0
lnln
p
pT
r
cp
0p
pT r
cp
286.0
1004
287
11
11
kgKJ
kgKJ
c
r
p
Aire seco
0dp
p
rT
dTcp
pc
r
p
p
T 0
286.0
pconstanteT
0dpvdTcq p
29. 29
Proceso adiabático
0dzgdTcq p
Primer principio
Ecuación hidrostática
dpvdTcq p
dpvdzg
s
posecaire c
g
dz
dT
g = 9.81 ms-2
cp = 1004 J kg -1 K-1
s = 0.0098 K m-1 = 9.8 K km-1
GRADIENTE ADIABÁTICO DEL AIRE SECO
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
30. 30
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:
tasaire
sat
dz
dT
Valores típicos: 4 K km-1 para las proximidades del suelo
6-7 K km-1 para la troposfera media
GRADIENTE ADIABÁTICO DEL AIRE SATURADO
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
31. 31
1000
600
100
200
300
400
800
0
10
100 200 300 400
P(mb)
T (K)
=100K =200K =300K =400K =500K
DIAGRAMA PSEUDOADIABÁTICO
286.0
pconstanteT
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?
230 K
Descenso adiabático
constante
Línea de igual temperatura potencial
259 K
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
33. 33
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
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.
34. 34
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)
USO DEL DIAGRAMA PSEUDOADIABÁTICO
* 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 %)46(46.0
13
6
satw
w
* 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.
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
35. 35
ws = 13
g kg-1
6 ºC
18 ºC
1000 mb
%)46(46.0
13
6
sw
w
Punto de rocío
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
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
36. 36
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.
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
37. 37
• 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.
REGLA DE NORMAND
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
38. 38
Paquete de aire con presión p, temperatura T, punto de rocío TR y
temperatura de bulbo húmedo Tbh.
constante
sat constante
wsat constante
1000 mb
p
T
TTR
Nivel de condensación
Tbh
bh
p
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
39. 39
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?
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
40. 40
15 ºC
1000 mb
830 mb
630 mb
-15 ºC
TR=2 ºC
4.5 g/kg
2.0 g/kg
Condensado:
4.5-2.0=2.5 g/kg
EJEMPLO 1. Nivel de condensación
-1 ºC
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?
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
41. 41
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
EJEMPLO 2
Un paquete de
aire a 900 mb
tiene una
temperatura de 15
ºC y un punto de
rocío de 4.5 ºC.
Determínese el
nivel de
condensación, la
razón de mezcla,
la humedad
relativa, la
temperatura de
bulbo húmedo, la
temperatura
potencial y la
temperatura
potencial de
bulbo húmedo.
6 g·kg-1
770 mb
12 g·kg-1
5.0
12
6
(50%)
8.5 ºC
13 ºC 23.5 ºC
T=15 ºCTR=4.5 ºC
42. 42
ATMÓSFERA ESTABLE
ESTABILIDAD ESTÁTICAAIRE NO SATURADO
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
El aire ascendente A (más frío) es
más denso que el aire del entorno B
El paquete de aire A tiende a
regresar a su nivel de origen
Fuerza recuperadora que inhibe el
movimiento vertical
Estabilidad estática positiva
Gradiente adiabático del aire MENOR
que el gradiente adiabático del aire seco
Temperatura
Altura
TBTA
B
< s s - >0
s
A
Condiciones iniciales
Gradiente actual
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
43. 43
ATMÓSFERA ESTABLE
ESTABILIDAD ESTÁTICAAIRE NO SATURADO
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
El aire ascendente A (más frío) es
más denso que el aire del entorno B
El paquete de aire A tiende a
regresar a su nivel de origen
Fuerza recuperadora que inhibe el
movimiento vertical
Estabilidad estática negativa
(INVERSIÓN)
Gradiente adiabático del aire negativo
(y menor que el del aire seco)
Temperatura
Altura
TBTA
B
< s s - >0
s
A
Condiciones iniciales
Gradiente actual
< 0
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
45. 45
ATMÓSFERA INESTABLE
INESTABILIDAD ESTÁTICAAIRE NO SATURADO
Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno
El aire ascendente A (más caliente) es
menos denso que el aire entorno B
El paquete de aire A tiende a alejarse
de su nivel de origen
Fuerza que favorece el movimiento
vertical
Inestabilidad estática
Gradiente adiabático del aire MAYOR
que el gradiente adiabático del aire seco
Temperatura
Altura
TB TA
B
> s s - < 0
s
A
Condiciones iniciales
Gradiente actual
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
46. 46
Estable
< sEstabilidad estática positiva
<0< s
Estabilidad estática negativa
(inversión)
Inestable > sMezcla convectiva
Estabilidad neutral: = s
ESTABILIDAD ESTÁTICAAIRE NO SATURADO (RESUMEN)
s
s
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
47. 47
http://www.adi.uam.es/docencia/elementos/spv21/sinmarcos/graficos/entalpiadevaporizacion/evapor.html
Datos de entalpías de vaporización y fusión de los elementos químicos
http://www.adi.uam.es/docencia/elementos/spv21/sinmarcos/graficos/entalpiadefusion/efusion.html
http://www.usatoday.com/weather/wwater0.htm
Otras páginas relacionadas:
http://www.usatoday.com/weather/whumdef.htm
BIBLIOGRAFÍA Y DOCUMENTACIÓN
http://www.usatoday.com/weather/wstabil1.htm (usa unidades inglesas)
Discusiones sobre estabilidad e inestabilidad:
http://www.qc.ec.gc.ca/meteo/Documentation/Stabilite_e.html
http://www.cesga.es/telecursos/MedAmb/medamb/mca2/frame_MCA02_3.html
http://www.geocities.com/silvia_larocca/Temas/emagrama2.htm
http://www.usatoday.com/weather/whumdef.htmSobre humedad y su medida
M J Moran, H N Shapiro. Fundamentos de Termodinámica Técnica. Reverté (1994)
Libros básicos de referencia para el tema:
John M Wallace, Peter W Hobbs, Atmospheric Science. An introductory survey. Academic Press (1997)
Sobre calor específico
http://www.engineeringtoolbox.com/36_339qframed.html
http://seaborg.nmu.edu/Clouds/types.html
Tipos de nubes
A
m
b
i
e
n
t
a
l
F
í
s
i
c
a
