Unidad #2.

1. ¿Qué estudia la termodinámica?: Estudia el movimiento del calor.

2. ¿Qué es un sistema?: Cantidad de materia y energía contenida en un volumen macroscópico
que puede intercambiar energía o masa con su entorno y puede realizar trabajo.
 ¿Cuándo se dice que un sistema es abierto? Puede intercambiar materia y energía con el
exterior.
 ¿Cuándo se dice que un sistema es cerrado? No puede intercambiar materia con el sistema
exterior, pero sí energía.
3. ¿Cómo se representa el estado de un sistema?: Con las variables de estado: Presión, Volumen,
Temperatura, Energía interna, Entropía.
4. ¿Cuál es la ley de los gases ideales?: 𝑃𝑉 = 𝑚𝑅𝑇 o 𝑃 = 𝜌𝑅𝑇 con R: constante para cada gas.
Nota: En ciencias de la atmosfera solo cuando veamos un R* hacemos referencia a la constante
universal.
5. ¿Se puede considerar que los gases atmosféricos se comportan como gases ideales? Sí. Los
gases atmosféricos considerados de manera individual o mezclados se pueden considerar como
gases ideales. El aire se comporta como un gas ideal así como cada uno de sus constituyentes;
esto se debe a que el aire en general sigue el modelo cinético molecular; el cual nos dice que la
materia es discontinua conformada por pequeñas moléculas separadas entre ellas, que
interactúan, chocan e intercambian energía, son partículas en movimiento constante y entre
ellas hay fuerzas de repulsión y cohesión.
𝑚
6. Si consideramos una masa unitaria. ¿Cómo se expresa la ley de los gases ideales? 𝜌 = 𝑣 si m=1,
1
entonces 𝜌 = 𝛼 con α=volumen específico (volumen especifico es el volumen que ocupa una
unidad de masa), nos queda la ley de gases ideales como 𝑃𝛼 = 𝑅𝑇.
Determinar el volumen que ocupa un gas es muy difícil; por eso se habla de volumen específico,
por facilidad en los cálculos ya que dicho valor esta tabulado.
7. Si la temperatura se mantiene constante, ¿cuál es la relación entre el volumen y la presión?:
Inversamente proporcional. (Ley de Boyle)
 ¿Cómo se le llama a un proceso en el cual la temperatura es constante?: Isotérmico.
8. ¿Cómo se enuncian la primera y la segunda Ley de Charles?
 1ra ley de Charles: a P constante, el volumen y la temperatura son directamente proporcional.
 2da ley de Charles: a V constante, presión y temperatura son directamente proporcional.
Nota: En la atmosfera no se cumple la segunda Ley de Charles.
9. ¿Cómo se determina el número de moles de una sustancia?: n=m/M con M= peso molecular.
10. ¿Cuántas moléculas están contenidas en un mol de una sustancia?: 𝑁𝑎 = 6,022 ∗ 1023mol-1
11. ¿Cuál es la constante de los gases para un mol de un gas? Si tomamos únicamente un mol de
cualquier gas, sin importar que gas sea, ese mol va a tener el mismo número de moléculas
(número de Avogadro). Se habla entonces de la constante universal de los gases ideales para
una mol de un gas, siendo esta: R*=8,314J/Kmol.
12. ¿Cómo se define la constante de Boltzmann?: La constante de Boltzmann es la constante de los
𝑅∗
gases para una molécula y se define como 𝐾 =
𝑁𝐴
 ¿Cómo se expresa la ecuación de los gases ideales en función de esta constante?: 𝑃𝑉 = 𝑁𝐾𝑇
con N=números de moléculas.
13. Escriba la ecuación de los gases ideales para el aire seco:
 1ra consideración: el aire seco lo vamos a considerar como todos los gases que constituyen el
aire excepto el vapor de agua dado a que este es el gas que más variabilidad tiene en la
atmosfera, a diferencia del resto de gases que tienen un tiempo de residencia mucho más
grande.
𝑃𝑆 𝛼𝑆= 𝑅𝑆 𝑇
Nota: la temperatura es la temperatura que tenga el aire, no es exclusiva el aire seco.
14. ¿Cuál es el peso molecular (aparente) del aire seco?: Ms=28,97g/mol
𝑅∗ 𝐽
 ¿Cuál es la constante de los gases para el aire seco?: 𝑅𝑆 = 𝑀 para un valor de 𝑅𝑠 = 287 𝐾𝑘𝑔
𝑆
15. La ecuación de los gases ideales se puede aplicar a cada uno de los componentes del aire. Escriba
la ecuación de los gases ideales para el vapor de agua.
𝑒𝛼𝑉 = 𝑅𝑉 𝑇
Con e: presión parcial de vapor de agua.
𝑅∗ 𝐽
 Determine la constante para el vapor de agua: 𝑅𝑣 = 𝑀 para un valor de 𝑅𝑣 = 461 𝐾𝑘𝑔
𝑉
16. ¿Qué nos dice la Ley de Dalton?: Ley de presiones parciales: La presión de una mezcla de gases,
que no reaccionan químicamente, es igual a la suma de las presiones parciales que ejercería
cada uno de ellos si sólo uno ocupase todo el volumen de la mezcla, sin variar la temperatura.
17. Considere un volumen de aire seco y un volumen de aire húmedo, ambos a la misma
temperatura y presión. ¿Cuál densidad es menor, la del aire húmedo o la del aire seco?: Es más
denso el aire seco por el peso molecular. El peso del aire seco es mayor, entonces la densidad
del aire seco también es mayor.
18. ¿Cómo se expresa la ley de los gases ideales para el aire atmosférico?: (aire seco+vapor de agua)
 Sumar las densidades: gracias a la propiedad de los gases que ocupan todo el volumen del
recipiente que los contiene, el volumen que ocupa el aire seco va a ser el mismo volumen que
va a ocupar el vapor de agua:
𝑚𝑠 + 𝑚𝑣
𝜌 = 𝜌𝑠 + 𝜌𝑣 =
𝑣
 Ley de Dalton: la presión atmosférica es la presión del aire seco + la presión parcial de vapor de
agua:
𝑃 = 𝑃𝑠 + 𝑒
 Combinando ambas ecuaciones nos queda la ley de gases ideales para aire real que contiene
aire seco y puede o no contener vapor de agua:
𝑃 = 𝜌𝑅𝑆 𝑇𝑉
 Ahora, dado que las densidades son distintas, de alguna forma hay que incluir la corrección de
esa diferencia de densidad entre el aire seco y vapor de agua para poder expresarlo toda en
función de una sola ecuación y para esto se introduce el concepto de temperatura virtual (Tv).
19. ¿Qué es la temperatura virtual?: Se define como la temperatura que tendría que tener el aire
seco si este tuviera la misma densidad que el vapor de agua. La densidad del aire seco es mayor¸
por lo tanto para poder igualar esas densidades, se tendría que calentar el aire seco de modo
que disminuya su densidad, por esta razón la temperatura virtual es mayor que la temperatura.
𝑇 𝑅
 Matemáticamente se expresa así: 𝑇𝑣 = 𝑒 con 𝜀 = 𝑅𝑆 = 0,622
1− (1−𝜀) 𝑉
𝑝
20. ¿Cómo se compara la magnitud de la temperatura virtual con la magnitud de la temperatura?:
Tv>T
 Hay un único caso en el que la temperatura virtual es igual a la temperatura: cuando e=0; quiere
decir que la presión parcial del vapor de agua es 0 y esto únicamente pasa cuando no hay agua.
es decir, el aire es completamente seco.
21. ¿Cómo se definen las variables intensivas? Dé un ejemplo.
Las que no dependen de la cantidad de masa como por ejemplo la temperatura y presión.
22. ¿Cómo se definen las variables extensivas? Dé un ejemplo
Las que si dependen de la cantidad de masa como la masa, volumen, peso.
23. ¿Qué es una transformación isocora? Es una transformación que se da a volumen constante.

1ra ley de la termodinámica

 La energía que se le transfiere a un sistema termodinámico puede ser únicamente de dos tipos:
o en forma de calor o en forma de trabajo.
 Volumen específico: el volumen que ocupa una unidad de masa.
 Diagrama PV: Representan el estado de un sistema a partir de dos variables termodinámicas
 Calor específico: cantidad de calor que se necesita por unidad de masa para elevar la
temperatura 1°C sin que ocurran cambios de fase.
 Cp>Cv: Es mayor el Cp dado que además de incrementar la energía interna, el sistema debe
gastar energía en forma de trabajo para poder garantizar que la presión se mantenga constante;
mientras que a Cv como el volumen no cambia, el sistema no realiza trabajo, por lo que todo el
calor que se suministra solo se gasta en incrementar la energía interna.
𝐶𝑝 = 𝐶𝑣 + 𝑅

Procesos adiabáticos

 Si una sustancia o material sufre un cambio en su estado (cambio en P, V, T) sin intercambiar

calor con el entorno, se dice que el cambio es adiabático.
 Como no se extrae o se añade calor, dq=0

Para un proceso de compresión de un gas

Proceso isotérmico: 𝑃𝑉 = 𝑛𝑅𝑇 n, R, y T constantes; el volumen disminuye por tanto la presión debe
aumentar para compensar esa disminución en el volumen.

Proceso adiabático: 𝑃𝑉 = 𝑛𝑅𝑇 solo n y R son contantes; por tanto ya no solo disminuye el volumen
sino también la temperatura, por lo que el aumento en la presión debe ser aún mayor para
compensar dicha disminución.

Para un proceso de compresión adiabático la presión final es mayor que para un proceso isotérmico.
 Por el contrario, para un proceso adiabático de expansión de un gas: el aumento del volumen
genera una disminución en la energía interna y por ende una disminución en la temperatura.
 Hay varios procesos en la atmosfera terrestre que se dan de forma diabática principalmente
cuando se habla de ascensos o descensos de masa de aire: movimiento vertical de aire en la
atmosfera.
¿Cuáles procesos se pueden considerar adiabáticos en la atmósfera?
 Convección de gran escala: El ascenso de las masas de aire en la ZCIT se da de forma adiabática
es decir sin intercambiar calor con el entrono
 Ascenso orográfico (ascenso forzado por las montañas): cuando el viento se choca contra una
montaña este se ve obligado a ascender, pero una vez choca con la cima de la montaña este
vuelve y desciende; este descenso de montaña abajo también se da de forma adiabática.
 En los centros de sistemas de alta presión se da compresión adiabática.

La atmosfera la discretizamos en pequeños volúmenes de control a las que llamamos parcelas

de aire; esas parcelas de aire se mueven en la vertical sin intercambiar calor con el entorno;
Para que se puedan formar las nubes debe haber un cambio de fase: condensación y para que
este cambio de fase ocurra, debe disminuir la temperatura. aunque sabemos que
tradicionalmente la temperatura disminuye con la altura, la temperatura de la parcela de aire
no necesariamente se da por esta razón puesto que la parcela no intercambia calor con el
entorno; entonces la parcela de aire tiene que disminuir su temperatura de otra forma: tiene
que gastarse la energía interna haciendo trabajo sobre el entorno (se expande el sistema) de tal
modo que al disminuir su energía interna, disminuya su temperatura; por el contrario cuando
hay un aumento en la temperatura ocurre porque hubo in incremento en la energía interna y
para que esto ocurra se tuvo que haber suministrado trabajo al sistema (se comprime el
sistema): por esta razón, en un proceso de expansión adiabática, la energía interna disminuye y
la temperatura del sistema disminuye, mientras que en un proceso de compresión adiabática,
la energía interna aumenta y la temperatura del sistema aumenta.
 Parcela de aire Es un concepto idealizado que se usa para explicar el movimiento vertical de
masas de aire en la atmosfera y tiene varias implicaciones:
 Es una masa pequeña de aire. Esta se puede rastrear o seguir a medida que se mueve en la
atmósfera.
 Está aislada térmicamente del entorno. La temperatura cambia de manera adiabática cuando
asciende y desciende.
 Está en equilibrio hidrostático: la presión de la parcela es la misma presión que la del entorno.
Se mueve lentamente, de manera que la energía cinética (macroscópica) de la parcela es
despreciable.

Cambio de la temperatura con la altura: Procesos adiabáticos

La tasa de cambio de la temperatura con la altura de una parcela de aire seco que se mueve
adiabáticamente en la atmosfera se define como:
𝑑𝑇 𝑔
− ( ) 𝑝𝑎𝑟𝑐𝑒𝑙𝑎 𝑠𝑒𝑐𝑎 = = 𝜏𝑠
𝑑𝑧 𝐶𝑝
Con 𝝉𝒔 : gradiente de aire seco

Temperatura disminuye con la altura, 𝝉𝒔 >0

 Para una la parcela que tiene aire seco, el cambio en la temperatura con la altura es de 9.8K/km:
si es en un ascenso cada km disminuye su temperatura~10°C o si es en un descenso cada km
aumenta su temperatura en~10°C.
 La temperatura de la parcela cambia de manera más lenta en comparación con la temperatura
del aire que la rodea, esto es dado a que, como la parcela se mueve de forma adiabática no
cambia tan rápido su temperatura∴La temperatura de la parcela no es la misma que la
temperatura del aire que la rodea.

Temperatura potencial
 Temperatura que una parcela de aire tendría si esta fuera expandida o comprimida
adiabáticamente desde una presión cualquiera p hasta una presión de referencia Po que
generalmente es de 1000hpa∴en la presión de referencia Po la temperatura de la parcela es la
temperatura potencial
 Ecuación de Poisson: T y 𝜃 en K (por la ecuación de estado)
𝑅
𝑝𝑜 𝐶𝑝
𝜃 = 𝑇( )
𝑝
 Esta temperatura se conserva en cualquier proceso adiabático: permanece constante durante
la transformación.
Presión parcial de vapor (e): presión que ejercen las moléculas del vapor de agua contenidas
en la atmosfera sin considerar la presión de todos los gases.

Humedad atmosférica: La cantidad de vapor de agua en la atmosfera es muy variable en el

tiempo y en el espacio.
La cantidad de vapor de agua presente en cierta cantidad de aire se puede expresar empleando
una serie de parámetros de humedad:
 Relación de mezcla (w): relación entre la masa de vapor de agua y la masa de aire seco (g/kg).
 Humedad especifica (q): relación entre masa de vapor de agua y masa de aire húmedo∴masa
de total de aire.
 En el proceso de evaporación, las moléculas de vapor de agua pasan desde la superficie de
cuerpos de agua hacia la atmosfera.
 Este proceso depende de varios factores: contenido de agua en la atmosfera, viento,
temperatura.
 En el proceso de evaporación, la presión de vapor aumenta en la atmosfera: durante la
evaporación se está incrementando el número de moléculas de vapor de agua por tanto la
presión que ejercen dichas moléculas se hace mayor.

Factores condicionantes de la evaporación:

 Viento: desplazan el vapor de agua, haciendo que no alcancen a llegar hasta la atmosfera.
 Temperatura: no solo importa la temperatura del agua líquida sino también la temperatura de
la atmosfera; al ser el mayor la temperatura en la atmosfera, esta se expande por lo que le cabe
más vapor de agua y por ende será más difícil saturarse.
 Cantidad previa de humedad: la atmosfera tiene un límite en el que ya no le cabe más vapor de
agua, cuando alcanza ese límite decimos que se satura.

a) Recipiente que contiene agua pura, cuya superficie está delimitada por una superficie plana.
Sobre el agua se tiene un volumen que inicialmente no contiene vapor de agua.
b) Cuando comienza la evaporación, el vapor de agua se acumula en el volumen que se encuentra
sobre la superficie de agua pura. A medida que aumenta el vapor de agua, la tasa de
condensación aumenta.
c) Eventualmente, la tasa de evaporación es igual a la tasa de condensación. Esto se logra cuando
el volumen sobre la superficie de agua está saturado. El contenido de vapor de agua en este
momento se llama presión parcial de vapor de saturación, siendo esta la presión que ejercen
la cantidad máxima de moléculas de vapor de agua que le caben a la atmosfera.
 Cuando el vapor de agua alcanza el estado de saturación, la evaporación no se detiene sino que
como ya no le cabe más vapor de agua a la atmosfera, el agua que se sigue evaporando se tiene
que condensar inmediatamente, entonces las tasas de evaporación y condensación se igualan.
 Presión de vapor de saturación: la relación entre la presión parcial de vapor de saturación y la
temperatura es de forma exponencial.
17.27𝑇
𝑒𝑠 (𝑇) = 0.611𝑒𝑥𝑝 [ ]
𝑇 + 237.3
𝑒𝑠 : Presión de vapor en saturación (kPa)
T: temperatura del aire (°C)

Relación de Clausius-Clapeyron
 A mayor temperatura, mayor presión de vapor de saturación∴a mayor temperatura se necesita
mucha más cantidad de vapor de agua para poder llegar al estado de saturación; por tanto a la
atmosfera le cabe mucho más vapor de agua a altas temperaturas que a bajas; dicho de otro
modo se hace más fácil saturar la atmosfera a bajas temperaturas puesto que se necesita una
cantidad de vapor de agua mucho menor para alcanzar la presión de vapor de saturación.
 La relación de Clausius-Clapeyron es fundamental cuando se habla de cambio climático; uno de
los principales impactos del cambio climático sobre el ciclo hidrológico es eventos extremos más
extremos: lluvias más fuertes y sequias más prolongadas: como a mayor temperatura, le cabe
mucho más vapor de agua a la atmósfera, se demora más tiempo en llover; pero cuando se
satura es muchísima la cantidad de agua que hay disponible para llover, ocasionando lluvias
muy intensas.

En el estado de saturación, se pueden definir varios parámetros de humedad.

 Relación de mezcla de saturación (Ws): Se refiere a la relación de mezcla cuando se alcanza el
estado de saturación. Es la misma relación de mezcla, pero cuando la atmosfera está saturada
 Ws es la relación entre la masa de vapor de agua contenida en un volumen de aire que se
encuentra saturado y la masa de aire seco.
𝑚𝑣
𝑊𝑠 =
𝑚𝑠
Siendo mv la cantidad máxima de vapor de agua que le cabe a la atmosfera.
 Este parámetro depende de la temperatura y la presión. Se puede expresar en función de la
presión parcial de vapor de saturación.
𝑒𝑠
𝑊𝑠 = 0.622
𝑝 − 𝑒𝑠
 Presión parcial de vapor de saturación: presión de vapor de agua cuando el aire está saturado;
es la presión que ejerce esa cantidad de agua máxima que le cabe a la atmosfera, también la
relación es exponencial entre la relación de mezcla de saturación y la temperatura.
 A presión constante, la relación de mezcla de saturación (o 𝑒𝑠 ) sólo depende de la temperatura.

 W indica la relación de mezcla para una temperatura de 20°C, es decir indica cuánto vapor de
agua hay en la masa de aire.
 Ws indica la cantidad de vapor de agua que se necesita para saturar la masa de aire
 Como la relación de mezcla es la cantidad máxima de vapor de agua que le cabe a la atmosfera,
con ella puedo saber que tanta cantidad de vapor de agua hace falta para que la atmosfera se
sature∴se necesitan 7g/kg para que esa masa de aire llegue al estado de saturación.
 Esta depende sólo de la temperatura para una presión constante.

Humedad relativa (HR)

 Relación entre la relación de mezcla y la relación de mezcla de saturación. Se expresa en
porcentaje.
 Indica qué tan cerca o qué tan lejos está el aire de la condición de saturación. No da información
de la cantidad de vapor de agua presente en la atmosfera.
 Es función de la temperatura y de la presión.
 Es una cantidad fácilmente medible. Para medirla se usa un instrumento que se llama
higrómetro.
𝑊 𝑒
𝐻𝑅 = 𝑊 ∗ 100 o 𝐻𝑅 = 𝑒 ∗ 100
𝑠 𝑠

 Según la HR, ¿cuál de los dos recipientes está más saturado? La HR NO da información de
cantidad. Si el aire está saturado, la HR es 100%; por ende, en ambos casos la HR=100% ya que
se habla de aire saturado; sin embargo ambos casos no tienen la misma cantidad de vapor de
agua esto influenciado por la temperatura, puesto que cuando hay más temperatura le cabe
más vapor de agua (aire cálido saturado), mientras que cuando hay menos temperatura cabe
menos vapor de agua (aire frio saturado).
 Temperatura del punto de rocío (Td):
 Temperatura a la cual el aire debe ser enfriado a presión constante para que alcance un estado
de saturación: puesto que al disminuir su temperatura se logra más rápido que alcance la
saturación; no le estoy añadiendo mas vapor de agua sino que lo estoy obligando a que esa
cantidad de vapor de agua que tenía sea suficiente para evaporarse
 Temperatura a la cual la relación de mezcla de saturación es igual a la relación de mezcla actual
del aire.
𝑊𝑠 (𝑇𝑑 ) = 𝑊(𝑇𝑎 )
 En las madrugadas la temperatura suele bajar tanto a condiciones de presión constante que el
agua que hay en la atmosfera se satura con muy poca cantidad de vapor de agua.
 Nota: La relación de mezcla (W) se lee y se calcula con la temperatura de rocío (Td), y la relación
de mezcla de saturación (Ws) con la temperatura (T).

Existen dos formas en que se puede saturar una parcela: Disminuir la temperatura o añadir vapor
de agua. En ciencias de la atmosfera suele ser mucho más frecuente que la parcela disminuya su
temperatura en vez de añadirse vapor de agua.

Parámetros de humedad durante procesos atmosféricos:

 Enfriamiento isobárico.
 Enfriamiento adiabático.
 Proceso adiabático e isobárico (enfriamiento por evaporación de agua).
 Ascenso adiabático saturado (procesos pseudoadiabáticos y adiabáticos saturados).

¿Qué pasa cuando la parcela de aire se satura?: en el momento en el que la parcela se satura hay
un cambio de fase; ella puede seguir ascendiendo pero con agua en forma líquida.

Enfriamiento isobárico: La primera ley de la termodinámica para este proceso se expresa:

𝑑𝑞 = 𝐶𝑝 𝑑𝑇

Al enfriarse el aire, HR aumenta debido a que ws disminuye. Si el

enfriamiento continúa, ws=wv y el aire alcanza la saturación. La
temperatura que se alcanza en este punto es la temperatura de rocío.

En este proceso, w permanece constante y e permanece constante.

Ws cambia (es función de la temperatura).

Enfriamiento adiabático:

 En el ascenso, la parcela se expande y se enfría, la humedad relativa aumenta mientras que la

temperatura y ws disminuyen. La relación de mezcla permanece constante.
 La humedad relativa aumenta hasta que se alcanza la saturación (HR=100%). En este punto,
debe ocurrir condensación para mantener el equilibrio. El nivel en el cual alcanza la saturación
se llama nivel de condensación por ascenso.
 Nivel de condensación por ascenso: En este nivel una parcela de aire que asciende de manera
adiabática en la atmosfera, pasa de la condición no-saturada a una condición saturada.
 Para que se formen nubes se necesita saturación, es decir que haya condensación∴a partir del
nivel de condensación por ascenso es que se empiezan a formar las nubes(nubes con base recta)

Proceso adiabático e isobárico

 Considere un sistema compuesto por aire no saturado y la ocurrencia de precipitación. Debido

a que el aire no está saturado, puede ocurrir evaporación de precipitación. Este proceso ocurre
hasta que la masa de aire alcanza la saturación.
 Durante el proceso de evaporación, calor latente es tomado de la masa de aire, disminuyendo
su temperatura.
 La temperatura que se alcanza en este punto es la temperatura de bulbo húmedo: temperatura
de una parcela de aire si se enfriara hasta la saturación, a presión constante, debido a la
evaporación del agua en ella.
 Temperatura de bulbo húmedo: Suponga que tiene un termómetro cuyo bulbo está cubierto
con una gasa húmeda. El aire, al estar en contacto con el bulbo, evapora el agua de la gasa (¿de
dónde se toma la energía para este proceso?). Cuando la diferencia de temperaturas entre el
bulbo y el entorno alcanza un valor constante y se proporciona la energía suficiente para
evaporar el agua, la temperatura que marca el termómetro se conoce como temperatura de
bulbo húmedo.

¿Qué ocurre cuando se alcanza la saturación?

 Hasta ahora hemos considerado la presencia de agua en la atmósfera pero no hemos

considerado cómo influye el proceso de condensación (cambio de fase) en el ascenso de
parcelas de aire.
 A partir de ese momento empieza a ver condensación∴se forman nubes.

 ¿Cómo se define el calor latente?: energía necesaria para los cambios de fase; dependiendo del
cambio de fase que ocurra se absorbe o se libera energía.
 ¿Cuál es el valor del calor latente de fusión para el agua? = 3.34 ∗ 105 J/kg
 ¿Cuál es el valor del calor latente de vaporización para el agua? = 2.25 ∗ 106 J/kg

Aunque el aire tenga vapor de agua asciende por una línea adiabática seca. Las parcelas de aire las
vamos a considerar como secas siempre y cuando no estén saturadas. Para que la parcela continúe
ascendiendo después de alcanzar la saturación tiene dos caminos: puede seguir un proceso
adiabático saturado o un proceso pseudoadiabatico.

 Proceso adiabático saturado: Todos los productos de condensación permanecen en la parcela

de aire (calor latente de vaporización, agua en estado sólido o líquido). No hay intercambio de
calor con el entorno. Se forman nubes sin precipitación (no se pierde agua por condensación).
 Proceso pseudoadiabático: Los productos de condensación (todo o parte) abandonan la parcela
de aire. Estos productos generan intercambio de calor con el entorno. Se forman nubes con
precipitación (se pierde agua por condensación).
 La cantidad de calor que se llevan los productos de la condensación es pequeña comparada con
la cantidad de calor de la parcela, por tanto estos dos procesos son equivalentes: la cantidad de
energía que se lleva el agua cuando abandona la nube es tan baja que se puede considerar casi
adiabático.
 Una parcela de aire asciende por una adiabática seca hasta que se sature, a partir de ese punto
asciende por una adiabática saturada. El proceso adiabático se daña en la saturación debido a
que en ese momento se condensa y se libera energía, por tanto la parcela no se puede seguir
moviendo por una adiabática seca, pero puede seguir ascendiendo por una adiabática saturada.

Temperatura potencial equivalente:

La temperatura potencial se conserva en un proceso adiabático seco; cuando hay cambio de fase
esta cantidad no se conserva puesto que hay liberación de energía; por lo tanto se define una nueva
temperatura llamada temperatura potencial equivalente que se conserva en ascensos adiabáticos
saturados.
𝐿𝑣 𝑤𝑠𝑎𝑡
𝜃𝑒 = 𝜃𝑒𝑥𝑝( )
𝑐𝑝 𝑇

Temperatura potencial de una parcela de aire cuando todo el vapor de agua se ha condensado, de
modo que 𝑊𝑠 = 0

 Después de la saturación, la parcela de aire sigue ascendiendo y aún tiene un poco de vapor de
agua, durante el ascenso saturado se termina de condensar el vapor de agua que tenía la
parcela, liberando energía a la parcela∴la temperatura de la parcela aumenta.
 Si bien, sabemos que en el ascenso siempre debería disminuir la temperatura, pero como el
vapor de agua le está entregando energía a la parcela entonces la temperatura no disminuye
tan rápido∴ disminuye más rápido la temperatura en un proceso adiabático seco que en un
proceso adiabático saturado.

Gradiente adiabático del aire saturado:

 Una vez alcanzada la saturación, se libera en el seno de la parcela de aire el calor latente debido
al cambio de estado y, a partir de ese momento, la disminución de la temperatura con la altura
se hace menor.
 Es la tasa de disminución de la temperatura con la altitud para una parcela de aire saturado en
condiciones adiabáticas. Se define como:
𝑑𝑇
𝜏𝑠𝑎𝑡 = − ( )
𝑑𝑍 𝑎𝑖𝑟𝑒 𝑠𝑎𝑡
 Valores típicos: 4 K/km cerca de la superficie, masas de aire caliente 6-7 K/km para la troposfera
media. (disminuye 6°C por kilómetro).
Regla de Normand

1. En el punto de NCA pasa la línea de 𝜃(línea adiabática seca)

que pasa por el punto de T y P.
2. En el punto de NCA pasa la línea de Ws que pasa por la Td
y la P.
3. Ademes, por ese punto (NCA) pasa la línea de temperatura
potencial equivalente que pasa por la Tbh y la P.
4. Si desde el NCA bajamos por una adiabática saturada,
cuando lleguemos al nivel de presión original, en ese punto
podemos leer la temperatura de bulbo húmedo.
5. Si seguimos bajando por la adiabática saturada hasta la
presión de referencia que es 1000 hpa, podemos leer la
temperatura potencial de bulbo húmedo.

Temperatura potencial de bulbo húmedo: Temperatura que tendría una parcela de aire saturada
que contiene agua condensada cuando desciende adiabáticamente hasta los 1000 hPa.

 Todas las temperaturas potenciales se determinan a los 1000 hpa.

 Td<T: Enfriamiento isobárico
 Tbh<T: Intercambio de calor por cambio de fase.
 Tbh>Td: Porque en Tbh estoy añadiendo 𝐻2 𝑂(𝑔)
adicional al enfriamiento.
 𝑇𝑁𝐶𝐴 < 𝑇𝑑 : Porque hay ascenso y la parcela realiza
trabajo.
 Tv>T: Porque estoy igualando la densidad del aire
seco con la densidad de aire húmedo. 𝜌𝑠 > 𝜌𝑣
 𝜃𝑏ℎ < 𝜃: Por cambio de fase (evaporando).
 𝜃 < 𝜃𝑒 : Por cambio de fase (condensando)

Temperaturas: Definen el estado de una parcela de aire en un nivel de presión p.

𝑇𝑁𝐶𝐴 < 𝑇𝑑 < 𝑇𝑏ℎ < 𝑇 < 𝑇𝑉

Temperaturas potenciales: Definen el estado de una parcela de aire en el nivel 1000 hPa.

𝜃𝑏ℎ < 𝜃 < 𝜃𝑒

Nota: Tp>T: El único caso en el que la temperatura de la parcela y la temperatura potencial son
iguales es al nivel de presión de 1000 hpa.

Gradientes de temperatura:

 Indican cómo cambia la temperatura con la altura bajo determinadas condiciones.

 Cuando la temperatura disminuye con la altura, el gradiente es positivo (recordar definición).
 En termodinámica atmosférica nos interesan tres tipos de gradientes: gradiente ambiental,
gradiente adiabático seco y gradiente adiabático saturado.
Gradiente ambiental

 Indica cómo varía la temperatura con la altura en el ambiente

(diferente a parcela, cualquier columna atmosférica): responde a las
características particulares que tenga la atmosfera en ese lugar a un
momento determinado.
 No tiene un valor fijo. Puede variar de un lugar a otro.
 En promedio tiene un valor de 7°C/Km.
 En ocasiones este gradiente puede ser negativo (inversión térmica), lo
que nos indica es que ya la temperatura no disminuye sino que
aumenta con la altura.
 Para poder determinar el gradiente ambiental se hace por radiosondeo

Mediante un radiosondeo, se obtienen los valores de variables como T y

RH en diferentes niveles (presión).

1. Observaciones de radiosondeo:
2. Inversión térmica: a medida que ascendemos aumenta la temperatura.
3. Capas que tienen comportamiento adiabático: su pendiente es paralela a la línea de adiabata
seca.

Gradiente adiabático seco:

 Indica cómo varía la temperatura con la altura para una parcela de aire que no se encuentra
saturada.
 Al ascender, la parcela se expande y la temperatura disminuye a una tasa de 10°C/km.
 El cambio de temperatura en la parcela y en el ambiente es independiente. La temperatura en
la parcela disminuye porque la parcela se está expandiendo al ascender.

Gradiente adiabático saturado

 Indica cómo varía la temperatura con la altura para una parcela de aire que se encuentra
saturada.
 Cuando una parcela alcanza la saturación y asciende por encima de este nivel, se expande y
enfría, disminuyendo la capacidad de contener vapor de agua.
 Al ascender, el exceso de vapor de agua se condensa y se libera calor en el seno de la parcela.
 Cuando una parcela sobrepasa el NCA genera condensación, porque al seguir ascendiendo
disminuye la temperatura, y al disminuir va a generar un exceso de humedad porque la parcela
ya está saturada generando condensación; al condensarse se libera una cantidad de calor que
es el calor latente, el cual hace que la temperatura de la parcela disminuya a una tasa menor.
 La temperatura disminuye con la altura, pero a una tasa menor que si el ascenso fuera no
saturado.
 El valor promedio está entre 5°C/km y 6°C/km.

Tipos de estabilidad: Estable, neutral e inestable.

 Estable: Siempre regresa a su posición inicial.

 Inestable: No regresa a su posición inicial.
 Neutral: No se producen cambios significativos en la posición.

La atmosfera puede ser estable, neutral o inestable ante movimientos verticales.

Manifestación de los tipos de inestabilidad en la atmósfera:

 El tipo de nube que se forma depende de la estabilidad atmosférica.

 Atmosfera estable: Se forman nubes estratos que no tienen un desarrollo vertical.
 Atmosfera inestable: Se forman nubes cumulus que tienen un desarrollo vertical amplio.

¿Cuáles procesos generan desplazamiento ascendente de masa de aire? (procesos que generan
precipitación)

 Ascenso orográfico: una masa de aire choca contra una montaña siendo forzada a ascender.
 Ascenso frontal: una masa de aire frio se mueve hacia una masa de aire cálido, obligando a la
masa cálida a ascender.
 Ascenso espontaneo: La masa de aire es más caliente que el ambiente y por esta razón asciende.
La fuerza que permite el ascenso de esta masa se llama fuerza de boyancia.

Considerando que la atmósfera se encuentra en balance hidrostático:

 Si la densidad de la parcela (ρp) es menor que la densidad del aire circundante (ρe) que desplaza,
la parcela experimenta una fuerza boyante en dirección ascendente ∴ 𝜌𝑃 < 𝜌𝑒 ↑
 Si la densidad de la parcela (ρp) es mayor que la densidad del aire circundante (ρe) que desplaza,
la parcela experimenta una fuerza boyante en dirección descendente ∴ 𝜌𝑃 > 𝜌𝑒 ↓

El mismo concepto se puede aplicar cuando se comparan las temperaturas del aire circundante y la
temperatura de la parcela.

 ¿Qué pasa entonces si la temperatura de la parcela es mayor que la temperatura del aire
circundante?: El aire caliente asciende
 ¿Qué pasa si la temperatura de la parcela es menor que la temperatura del aire circundante?:
El aire frio desciende

Conceptos de estabilidad: Para evaluar la estabilidad de la atmosfera, se compara la temperatura

de una parcela de aire con la temperatura del aire circundante (entorno) en un nivel (presión, altura)
determinado.
 La parcela asciende siguiendo un gradiente adiabático seco antes del nivel de saturación.
 A la tasa de cambio de la temperatura con la altura del aire, se denomina tasa de cambio del
entorno (gradiente del entorno 𝜏 ).

En un gas ideal, a presión constante, la densidad es inversamente proporcional a la temperatura. El

aire frío es más denso. El aire cálido es más liviano.

 Si T(parcela) > T(ambiente): parcela tiende a subir (inestable).

 Si T(parcela) = T(ambiente): parcela se mantiene nivelada (neutral).
 Si T(parcela) < T(ambiente): parcela tiende a bajar (estable).

Nota

 La parcela siempre se va a mover siguiendo el mismo gradiente adiabático

seco o saturado, el que puede variar es el gradiente ambiental.
 La parcela nunca va a generar una inversión, solo ocurre en el ambiente.
 En la troposfera el gradiente ambiental solo es (-) su hay inversión térmica.
 Parto siempre de las mismas CI.

La estabilidad para una atmósfera no saturada se evalúa de la siguiente forma:

Condición estable: aire no saturado

 Gradiente ambiental es menor que el gradiente adiabático

seco (parcela).
 La parcela (A) es más fría que el aire del entorno (B), por
tanto la parcela A es más densa
 La parcela de aire A tiende a regresar a su nivel de origen.

La parcela no puede seguir ascendiendo al ser más densa que

el aire circundante, por lo tanto tiende a regresar a sus
condiciones iniciales.

𝝉 < 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 − 𝝉 > 𝟎 ∴ 𝒂𝒕𝒎𝒐𝒔𝒇𝒆𝒓𝒂 𝒆𝒔𝒕𝒂𝒃𝒍𝒆

Condición inestable: aire no saturado

 Gradiente ambiental es mayor que el gradiente

adiabático seco (parcela)
 La parcela (A) es más caliente que el aire del entorno (B),
por tanto la parcela es menos densa.
 La parcela de aire A tiende a alejarse de su nivel de origen
(asciende).
𝝉 > 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 − 𝝉 < 𝟎 ∴ 𝒂𝒕𝒎𝒐𝒔𝒇𝒆𝒓𝒂 𝒊𝒏𝒆𝒔𝒕𝒂𝒃𝒍𝒆
Condición estable: caso especial: Estabilidad estática negativa (inversión térmica)

 Al ascender, la presión se ajusta a la del entorno.

 La parcela (A) es más fría que el aire del entorno (B), por tanto
la parcela A es más densa.
 La parcela de aire A tiende a regresar a su nivel de origen.
 Gradiente del aire negativo (y menor que el del aire seco) por
inversión térmica.

𝝉 < 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 𝝉 < 𝟎 𝝉𝒔𝒆𝒄𝒐 − 𝝉 > 𝟎 ∴ 𝒂𝒕𝒎𝒐𝒔𝒇𝒆𝒓𝒂 𝒆𝒔𝒕𝒂𝒃𝒍𝒆

Ejemplo: analizar si esa capa atmosférica que presenta ese gradiente ambiental es estable o
inestable considerando que aún no ha ocurrido un cambio de fase.

Inestable Estable

 Inestable porque el gradiente ambiental>gradiente adiabático seco. (15°C/km>10°C/km).

 Estable porque el gradiente ambiental<gradiente adiabático seco (5°C/km<10°C/km).

Aire saturado:

 Si la parcela de aire está saturada, la temperatura disminuye con la altura a una tasa 𝜏𝑠𝑎𝑡
 Las parcelas de aire saturado pueden estar en condición estable, neutral o inestable, con
respecto a movimientos verticales.
 Para evaluar la estabilidad se compara 𝜏 con 𝜏𝑠𝑎𝑡

Inestabilidad condicional

 A una altura de 2 km, la temperatura de la parcela no

saturada es menor que la temperatura del entorno.
 Suponga que a 2 km se encuentra en NCA, si la parcela
continua ascendiendo lo hará a una tasa 𝜏𝑠𝑎𝑡 (la parcela
ya alcanzó el nivel de saturación). Para que la parcela
ascienda se requiere un gasto adicional de energía
(ascenso forzado) que la haga ascender hasta que se
vuelva un poco más caliente que el ambiente; este tipo
de inestabilidades es lo que da lugar a nubes con un
amplio desarrollo vertical.