TERMODINÁMICA DE LA ATMÓSFERA. 3º Ciencias Físicas

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1 TERMODINÁMICA DE LA ATMÓSFERA 3º Ciencias Físicas

2 Termodinámica de la atmósfera 1 Equilibrio de los cambios de fase del agua 2 Calores latentes de cambio de estado 3 Ecuación de Clausius-Clapeyron: Conclusiones 4 Ecuación de estado del vapor de agua 5 Aire húmedo: índices de humedad 6 Ecuación de estado del aire húmedo 7 Transformaciones adiabáticas del aire húmedo 8 Saturación del aire 9 Procesos que conducen a la saturación 10 Temperatura del termómetro húmedo 11 Procesos psicrométricos 12 Nomenclatura y unidades 30/10/2012 2

3 Superficie Termodinámica del agua Los diagramas (p,t), (p,v) se representan en forma tridimensional, mediante la función: f(p,v,t)=0, o ecuación de estado del agua en sus tres fases o estados de agregación, a dicha función se le denomina superficie termodinámica. En la Figura las líneas tienen los siguientes significados: 1) Las isotermas son las líneas continuas que delimitan distintas regiones; 2) La proyección de la Figura sobre el plano (p,t) produce la Figura 1. 3) las superficies de dos fases son perpendiculares al plano (p,t), proyectándose como rectas que representan los cambios de un estado a otro a p y T constantes 4) La proyección de la isoterma Tt sobre el plano (p,t) es el punto triple. 30/10/2012 3

4 Equilibrio de los cambios de fase del agua En la Figura 1, se representa el plano P,T de las regiones donde el agua está en estado sólido, líquido y gas. Los equilibrios de transición de fase corresponden a una variable independiente y por tanto puede representarse p=f(t), es decir las curvas que se muestran. Por presión o tensión de vapor se indica la presión de vapor cuando está en equilibrio con la fase condensada a esa temperatura. Las curvas de la Figura 1 son: Curva de equilibrio de sublimación: curva de presión de vapor del hielo; Curva de equilibrio de vaporización: " " " " " " agua Curva de fusión: indica el equilibrio hielo-agua y tiene pendiente negativa. 1) Las tres curvas coinciden en el punto triple (coexisten las tres fases); 2) A T elevadas, la curva de presión de vapor termina en el punto crítico; 3) Mas allá del punto crítico no hay discontinuidad entre la fase líquida y gaseosa, el vapor en A puede pasar a agua en B sin que exista condensación.

5 Superficie PVT 30/10/2012 5

6 Diagrama de Amagat muestra el diagrama de Amagat-Andrews. representa los cambios de P y V a lo largo de las transformaciones isotermas. De dicha Figura se deduce. 1) a T elevadas las isotermas son hipérbolas equiláteras, lo cual implica que el vapor de agua se comporta como gas ideal.; 2) a una T dada se alcanza el punto crítico de pendiente nula; a T inferiores, las regiones líquido-vapor están separadas por una zona donde coexisten vapor y líquido. 3) si el vapor se comprime en el punto A a T constante, alcanza el estado b y comienza a condensar, coexiste con el agua, v disminuye a p constante y T constante, se alcanza el estado C, donde todo el vapor se ha convertido en líquido, a partir de dicho punto se comprime menos, dado la menor compresibilidad del líquido. Similar razonamiento puede establecerse para hielo y vapor (sublimación) en la zona inferior de la Figura 2. 30/10/2012 6

7 Calor latente de cambio de estado 2.- CALORES LATENTES DE CAMBIO DE ESTADO En las condiciones medias de presión y temperatura de la atmósfera el agua se presenta en los tres estados físicos, pudiendo pasar de uno a otro liberando o absorbiendo las cantidades de calor necesarias. Calor latente de fusión: es la cantidad de energía que se debe aportar en forma de calor, para fundir la unidad de masa de hielo a 0ºC, su valor es: Lf = J kg -1 = 80 cal g-1 = J kg -1 Calor latente de evaporación (o condensación):es la cantidad de energía, en forma de calor necesaria para evaporar (condensar) la unidad de masa líquida (gaseosa); a 0ºC su valor es: Lv = 2502,1-2,4346 T kj kg -1 = 2, J kg -1 ( a 0º C) donde T está medida en grados centígrados. Calor latente de sublimación: Ls= 677,0 cal g -1 = 2, J kg -1 30/10/2012 7

8 Toda la evaporación del agua líquida en la atmósfera, bien sea en la superficie de los océanos, en las nubes, o en las gotas de lluvia, implica absorción de calor, este calor es suministrado por el aire atmosférico; e inversamente, toda condensación del vapor de agua en la atmósfera, es decir formación de nubes, tiene lugar con una liberación de calor. Para estos procesos parte del calor se toma de los océanos durante la evaporación y es liberado a la atmósfera en la condensación. 30/10/2012 8

9 Procesos de cambios de fase para el agua De los procesos representados, algunos de ellos desprenden calor y por tanto son capaces de incrementar la temperatura de una masa de aire; cuales son 30/10/2012 9

10 Equilibrio de los cambios de fase del agua curva vaporización: equilibrio líquido-vapor curva sublimación: equilibrio sólido-vapor punto triple: equilibrio sólidolíquido-vapor 30/10/

11 Presión de vapor saturante Supongamos un sistema termodinámico consistente en agua en equilibrio con su vapor. Esto significa que la misma cantidad de agua que se evapora se condensa. El sistema se encuentra, en estas condiciones, saturado. Suponed ahora que variamos la temperatura, por ejemplo aumentando la temperatura, el sistema reacciona evaporando agua lo que provoca un aumento de la presión de vapor de tal forma que las variaciones de presión de vapor y de temperatura son función una de la otra. Se puede demostrar que están ligadas por una expresión de la forma 30/10/

12 30/10/ /10/ Ecuación de Clausius-Clapeyron: curvas de equilibrio de vaporización y sublimación dt T R L p dp v v 2 = 2 T R e L dt de v s v s = e s (T ), e s0 presiones de vapor saturante a T y T 0 L v, calor latente de vaporización o sublimación R v constante específica del vapor = T T R L e e v s s 1 1 ln 0 0 = T T R L e e v v s s 1 1 exp 0 0

13 Variación de la presión de vapor con la temperatura Durante la época de la revolución industrial y para construir mejores máquinas de vapor, estudian la compresión isoterma del vapor de agua pura en un cilindro para conseguir la presión de vapor de saturación en el punto donde la condensación tiene lugar. Repitiendo el experimento para varias temperaturas encuentran que de s dt = Una expresión empírica para la presión de vapor de saturación es la ecuación de Magnus: L R v e s T 2 e s 17.67T T ( hpa) = 6.11e T en (ºC) 30/10/

14 Ebullición Es el estado donde la presión atmosférica es igual a la presión de vapor: P=e s p 0 exp z H p = e 0 L exp R v v 1 T0 1 T H p es la escala de altura para la presión = R a xt/g= 7,29 km T es la temperatura de ebullición; 30/10/

15 Aire húmedo 30/10/

16 Índices de humedad: variables higrométricas 30/10/

17 30/10/

18 Procesos termodinámicos en la atmósfera: formas de alcanzar la saturación i) Enfriamiento isobárico ii) aumento del vapor iii) ambos procesos a la vez 30/10/

19 Procesos isobáricos Saturación por enfriamiento isobárico -Temperatura de rocío T d -Temperatura de escarcha T f 30/10/

20 Condensación por mezcla -Masa A caliente y húmeda --Masa B fría y seca -Resultado: estado sobresaturado exceso de vapor condensa en gotas. Ejemplo: estela de los aviones (gases cálidos con atmósfera fría) 30/10/

21 Saturación por ascenso adiabático 30/10/

22 Nivel de condensación por ascenso Cuando el aire no saturado asciende, se enfría hasta el nivel de saturación por ascenso (LCL), en ese punto tiene lugar las base de las nubes convectivas. Así LCL es una medida de la humedad 30/10/

23 Efecto Föehn Enfriamiento adiabático. Se produce un cambio de masa de aire, debido al proceso de precipitación que tiene lugar a sotavento de la montaña, por eso T d # cte, en particular T d2 << T d1 30/10/2012

24 El ejemplo más claro de un proceso de este tipo, es el efecto Foehn, que se produce cuando un flujo de aire húmedo choca contra una barrera montañosa y tiene que atravesarla. En europa el Foehn más fuerte se produce en los Alpes con flujo del sur. En España, aunque con menor intensidad, tambien se da a veces, en la Cordillera Cantábrica, con flujo del SW o SSW. 30/10/2012

25 Por qué hay tantas variables de humedad? e, r, q, h, T d, T h,.. Se usan tantas por que algunas se pueden medir. Otras son útiles para describir ecuaciones de conservación, para describir características físicas del aire o para describir como afecta la humedad a la vida. Directamente medibles son: T d, T h. El punto de rocío se mide con un espejo frío hasta que el rocío se forma (éter). La humedad absoluta, ρ v, se mide con UV, IR o microondas a través de aire húmedo. La señal atenuada es proporcional al número de moléculas de vapor de agua. 30/10/

26 La humedad relativa, H. a) Expansión o contracción cabello; b) Cambio conductividad de compuestos de C; c) capacidad de dieléctricos de plástico; La razón de mezcla r: no se mide; es útil pues no varia en movimientos verticales. El calentamiento, enfriamiento o cambio de p del aire no cambia la r, ni la q, en aire no saturado. El nivel LCL ( nivel de condensación por ascenso puede ser utilizado para estimar la altura de la base de la nube convectiva. La presión de vapor e, ni se mide directamente, ni es fácil usarla. Es importante teóricamente por que describe como la humedad de saturación varía con la temperatura. 30/10/

27 Termómetro húmedo 30/10/

28 Psicrómetros 30/10/

29 Higrógrafo de cabello 30/10/

30 Higrómetro de punto de rocío 30/10/

31 Higrómetro eléctrico 30/10/

32 Diagrama psicrométrico 30/10/

33 Diagrama psicrométrico 30/10/

34 Diagrama psicrométrico p=1013 mb 30/10/

35 Procesos psicrométricos 30/10/

36 1-Calentamiento en el diagrama psicrométrico El calentamiento va acompañado de una disminución de la H%. Ejemplo: Locales con calefacción. 30/10/

37 2- Humidificación adiabática Aumenta la humedad, disminuye T, sin aportación de energía. La humidificación puede conseguirse pulverizando agua líquida en el aire o bien haciendo que el aire pase a través de un tejido que se mantiene constantemente mojado con agua. Este proceso se suele denominar enfriamiento evaporativo. Se supone que se evapora todo el agua inyectada y que el calor necesario para ello lo extrae del aire inicial, disminuyendo su temperatura. La entalpía del aire aumentará un poco, debido a este aporte de agua, pero en la práctica puede considerarse que tanto la entalpía como la temperatura de termómetro húmedo permanecen constantes durante el proceso. 30/10/

38 3- Humidificación con calentamiento o enfriamiento Aumento de la humedad con intercambio de calor. Humidificación con calentamiento o enfriamiento. La temperatura puede aumentar, disminuir o permanecer constante. La humedad relativa puede aumentar o disminuir. La evolución del aire en el diagrama psicrométrico no sigue ninguna línea determinada, pero el proceso puede descomponerse, por ejemplo, en un calentamiento sensible seguido de una humidificación adiabática. Este proceso es el que sufre el aire acondicionado en verano una vez que entra en un local, donde absorbe calor y humedad al mismo tiempo. También ocurre cuando en invierno el aire exterior frío debe ser calentado y humidificado antes de ser introducido en un local climatizado 30/10/

39 4- Deshumectación por enfriamiento Disminuye de la humedad del aire, como consecuencia de la disminución de su T por debajo de su temperatura de rocío. Se produce la saturación y H% alcanza 100% y se alcanza también la temperatura de rocío. A partir de ahí se enfría el aire, condensa el vapor y disminuye r, el vapor que tiene el aire. 30/10/

40 5 Condensación en la atmósfera En la atmósfera, las condensaciones se producen por enfriamiento directo del aire, bien cuando asciende adiabáticamente, cuando deja de recibir el calor del Sol, o cuando se mezcla con aire muy húmedo o muy frío. Cuando el aire asciende la temperatura disminuye a un ritmo aproximado de 10 ºC por cada km de elevación. Cuando se alcanza la temperatura de rocío el vapor de agua presente en el aire tenderá a condensarse. Sin embargo, las gotas de agua no se producen enseguida. Ello es debido a que la capilaridad hace que la presión sea mayor en las superficies esféricas, como las gotas, que en las superficies planas (sobrepresión por curvatura, dada por la ecuación de Laplace). Por tanto, las gotas pequeñas que puedan producirse se evaporarán enseguida a menos que existan núcleos de condensación o que el aire esté sobresaturado. Una vez que comienza la condensación se forman brumas, que constituyen la fase inicial de la formación de nieblas o nubes. 30/10/

41 Por otra parte, cuando el aire se enfría sin ascender, y una vez que se alcance la temperatura de rocío, y suponiendo condiciones suficientemente estables (ausencia de viento, por ejemplo), comenzará a producirse condensación sobre algunas superficies en contacto con el aire que son malos conductores del calor o que exhalan humedad (rocas, vidrios, vegetación,...). La cantidad de rocío depende de la naturaleza de los objetos y de las condiciones meteorológicas (viento, etc.). Si la temperatura de rocío es inferior a 0 ºC se producirá escarcha (por ejemplo en los evaporadores de las cámaras frigoríficas). Por otra parte, si el aire no está en contacto con tales superficies, la formación de gotas requiere, de nuevo, núcleos de condensación, produciéndose entonces las nieblas. 30/10/2012

42 Bibliografía Sendiña, I. y Pérez Muñuzuri, V. (2006). Fundamentso de Meteorología. Publicaciones Universidad Santiago de Compostela. Elias, F. y Castellvi, F. (1996). Agrometeorología. Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación. 30/10/2012

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