MVS-SVE Chapter14.Psicrometría - En.es

parte 4
El calor y la humedad
Psicrometría: El estudio de la humedad en el aire Malcolm J. McPherson
Capítulo 14. psicrometría: el estudio de humedad en el aire
14.1. INTRODUCCIÓN ................................................. ........................................ 2
14.2. Relaciones básicas ................................................ ............................. 3

14.2.1. Bases de medición ............................................... .................................................. 3 ....
14.2.2. Contenido de humedad (humedad específica) de aire .......................................... ............................. 4
14.2.3. Saturación de vapor de presión ............................................... .............................................. 5
14.2.4. constante de los gases y el calor específico (capacidad térmica) de aire insaturado ............................. 7
14.2.5. El volumen específico y la densidad del aire no saturado ........................................... .................... 8
14.2.6. La humedad relativa y el porcentaje de humedad ............................................. ........................ 9
14.3 LA MEDICIÓN DE VAPOR DE AGUA EN EL AIRE ................................ 11

14.3.1. Los métodos químicos ................................................ .................................................. ....... 11
14.3.2. Métodos eléctricos (psicrómetros electrónicos o metros de humedad) ............................... 11
14.3.3. higrómetros de cabello ................................................ .................................................. ......... 11
14.3.4. higrómetros de punto de rocío ............................................... .................................................. . 12
14.3.5. higrómetros bulbo húmedo y seco (sicrómetros) .......................................... ................. 12
14.4. THEORY del termómetro de bulbo húmedo ...................................... 13

14.4.1. balance de calor en un bulbo húmedo ............................................ ............................................... 14
14.4.2. Determinación del contenido de humedad y la presión de vapor de las lecturas psychrometer 15
14.5. RELACIONES psicrométrico ADEMÁS .................................... 17

14.5.1. La entalpía del aire húmedo .............................................. .................................................. ...... 17
14.5.2. El proceso de saturación adiabática .............................................. ..................................... 19
14.5.3. Sigma calor, S ................................................. .................................................. ............. 20
14.6. RESUMEN DE psicrométrico ECUACIONES .................................... 21
14.7. DESVIACIONES de la teoría CLÁSICA ............................................. 22

14.7.1. aire empañado ................................................ .................................................. .................... 22
14.7.2. el comportamiento del gas imperfecta ............................................... ................................................. 23
14.8. Diagramas sicrométricos ................................................ .................... 24
Referencias ................................................. .................................................. ..... 28
ANEXO A14 ................................................ .................................................. 29

Derivación de la ecuación de Clausius-Clapeyron ........................................... ........................... 29
14-1
14.1. INTRODUCCIÓN
Alrededor de la superficie de la tierra, el aire que no está afectado por ninguna fuente local de contaminación tiene una composición que es
notablemente constante. análisis de aire se llevan a cabo por lo general en muestras de las que se han eliminado todas las trazas de vapor
de agua. La composición libre de humedad de aire se da tanto en un volumen y base de masa en la Tabla 14.1. Argon forma la fracción más
grande, con mucho, de los gases monoatómicos. El valor del peso molecular dado es, de hecho, que para el argón.
Gas Volumen por Masa por Peso

ciento ciento molecular
Nitrógeno 78.03 75.46 28.015

Oxígeno 20.99 23.19 32.000
Dióxido de carbono 0,038 1 0.05 44.003
Hidrógeno 0.01 0.0007 2,016
los gases monoatómicos 0.94 1.30 39.943
peso molecular equivalente de aire seco 28.966
Tabla 14.1 Composición de aire seco
Sin embargo, hay otro gas presente en la atmósfera libre, vapor de agua, que es bastante diferente a los otros en que su concentración
varía ampliamente de un lugar a otro y con el tiempo. Esto es debido a las presiones y temperaturas que existen dentro de la capa de
aire que envuelve nuestro planeta también abarcan los rangos sobre las que puede existir agua en las formas gaseoso, líquido o sólido -
de ahí la aparición de nubes, la lluvia, la nieve y el hielo. La evaporación del agua, principalmente de los océanos, junto con la acción del
viento, producir y vapor de agua de transporte a través de la atmósfera. Los aumentos en la presión o, más eficazmente, la disminución
de la temperatura pueden resultar en la condensación del vapor de agua para formar nubes que, a su vez, pueden producir gotitas
suficientemente grandes como para ser precipitados en forma de lluvia, nieve o granizo.
En otros planetas con muy diferentes atmósferas y campos gravitacionales, cambios de fase similares ocurren en otros gases.
Debido a su concentración variable dentro de la atmósfera de la tierra, el agua en el aire se ha convertido en objeto de un estudio
especial, psicrometría .
Los cambios de fase son particularmente importantes en los confines de ambientes cerrados, incluyendo sistemas de ventilación del subsuelo. Hielo a líquido y
hielo a los cambios de fase de vapor se producen en minas situadas en climas fríos y, en particular, si está situado en permafrost. Sin embargo, la gran mayoría
de las variaciones de humedad que se producen en los flujos de aire subterráneas son causados por la evaporación del agua líquida o la condensación de vapor
de agua. En este capítulo se concentra en los cambios de fase entre agua líquida y vapor de agua. Prácticamente todas las minas producen agua de las técnicas
de los estratos y / o de supresión de polvo. Incluso con los minerales higroscópicas de minas evaporíticos, el contenido de vapor de agua en retorno vías
respiratorias es normalmente más alta que en las tomas. ingenieros ambientales del subsuelo tienen un interés particular en psicrometría por dos razones.
Primero, si hemos de comprender plenamente los procesos termodinámicos que se producen en los circuitos de ventilación a continuación, las variaciones de
humedad deben ser tenidos en cuenta. Por ejemplo, el calor estratos puede ser emitida en una vía aérea húmedo sin estar allí un aumento correspondiente de la
temperatura del aire. Esto podría ocurrir si todo el calor añadido se utilizaron en emocionante algunas de las moléculas de agua hasta que su energía cinética
supera las fuerzas de atracción de otras moléculas en el agua líquida. Ellos entonces escapar a través de la superficie del líquido / aire y convertirse en el aire
como un gas. El proceso de evaporación Esto podría ocurrir si todo el calor añadido se utilizaron en emocionante algunas de las moléculas de agua hasta que su
energía cinética supera las fuerzas de atracción de otras moléculas en el agua líquida. Ellos entonces escapar a través de la superficie del líquido / aire y
convertirse en el aire como un gas. El proceso de evaporación Esto podría ocurrir si todo el calor añadido se utilizaron en emocionante algunas de las moléculas
de agua hasta que su energía cinética supera las fuerzas de atracción de otras moléculas en el agua líquida. Ellos entonces escapar a través de la superficie del
líquido / aire y convertirse en el aire como un gas. El proceso de evaporación
1 La concentración de dióxido de carbono atmosférico varía tanto con la ubicación y la hora. En el momento de la escritura, la concentración media global
está aumentando en alrededor de 0,00016 por ciento al año
14-2
aumenta el contenido de energía de la mezcla de aire / vapor. Esto puede denominarse una latente (U oculta) Aumento en el contenido
de calor del aire ya que no hay aumento proporcional de la temperatura y, por lo tanto, ninguna indicación en un termómetro ordinario.
Alternativamente, si no hubiera agua líquida presente, entonces el calor estratos sería dirigido inmediatamente a la corriente de
aire, causando una elevación de la temperatura del aire que se detecta mediante un termómetro. Este es un aumento en el calor
sensible del aire.
Estos ejemplos ilustran que si estamos para predecir cuantitativamente los efectos climáticos de calor estratos, las entradas de agua, máquinas
o enfriadores de aire, entonces tenemos que tener métodos de análisis que tienen en cuenta la humedad.
La segunda razón para el estudio de psicrometría es el efecto del calor y la humedad en el cuerpo humano. Esto se examina en
detalle en el capítulo 18. Sin embargo, por el momento, nos concentraremos en medio de la cuantificación de las relaciones
psicrométricos que permiten predicciones que se harán de la temperatura y otras variables climáticas en el entorno de desarrollo.
14.2. relaciones básicas
La mayoría de las ecuaciones psicrométricos que se utilizan en la práctica se basan en la premisa de que el aire es una mezcla de gases
perfectos y que el aire mismo se comporta como un gas perfecto. Dentro de los intervalos de temperaturas y presiones que son razonables
para la tolerancia humana, esta suposición da lugar a una precisión aceptable. La mayor parte de este capítulo se presupone leyes de los
gases perfectos. Sin embargo, en ciertas áreas de algunas instalaciones subterráneas, (incluyendo posibles escenarios mineras futuras) la
atmósfera requerirá control, pero no necesariamente dentro de los rangos fisiológicamente aceptables. Por esta razón, las relaciones más
precisas se incluyen algunos que toman en cuenta las desviaciones de las leyes de los gases perfectos.
14.2.1. Bases de medición
Una cuestión que debe ser resuelta antes de embarcarse en la búsqueda de relaciones psicrométricos es la mejor manera de
expresar la cantidad de vapor de agua contenida dentro de una corriente de aire dado. Como vimos en el capítulo 3, es preferible
llevar a cabo nuestros análisis sobre una masa (kg) base en lugar de volumen (m 3), como variaciones en la presión y la temperatura
hacen que el volumen del aire para cambiar a medida que avanza a través de un sistema de ventilación. Esa elección se basó en
la suposición de que el flujo de masa de aire se mantuvo constante a lo largo de una sola vía aérea. Ahora nos enfrentamos a una
situación diferente. La adición de vapor de agua a una corriente de aire a través de procesos de evaporación, o su eliminación por
condensación, resulta en el flujo de masa de la mezcla de aire / vapor ya no permanece constante. Dentro de la mezcla, las
moléculas de vapor de agua coexisten con, y ocupan el mismo volumen, tal como el nitrógeno, el oxígeno y otros gases que
componen el aire. Podemos suponer, sin embargo, que, en ausencia de reacciones químicas o la adición de otros gases, es sólo la
concentración de vapor de agua que varía, debido a la evaporación y la condensación.
Es un cómodo, aunque algo artificial, dispositivo para considerar que el aire se divide en una masa fija de "aire seco" y una masa asociada
pero variable de vapor de agua. Para la mayoría de los propósitos, entonces podemos hacer referencia al contenido de humedad en
términos de gramos o kilogramos de vapor de agua por kilogramo de "aire seco". De vez en cuando, podemos utilizar la medida alternativa
de gramos o kilogramos de vapor por kilogramo de la verdadera mezcla de aire y vapor. A lo largo de este capítulo se utilizará el término
"aire" en el sentido de la mezcla real de aire y vapor de agua, y "aire seco" para esa fracción que no incluye el vapor de agua. Por lo tanto,
un contenido de humedad de 0,02 kg / kg de aire seco significa que en cada uno de 1,02 kilogramos de aire, 0,02 kilogramos son vapor de
agua y 1 kilogramo es "aire seco".
14-3
14.2.2. Contenido de humedad (humedad específica) de aire
Con el fin de cuantificar la masa de vapor de agua asociado a cada kilogramo de "aire seco", vamos a realizar un experimento
imaginario. Supongamos que tenemos un recipiente cerrado de volumen V metro 3 que contiene 1 kg de aire perfectamente seco a una
presión PAG un Pascals y la temperatura T grados Kelvin. Si inyectamos X kg de vapor de agua a la misma temperatura, la presión dentro
del recipiente se incrementará a:
P = P un + mi Pensilvania
dónde mi es la presión parcial ejercida por el vapor de agua ( la ley de las presiones parciales de Dalton para los gases perfectos).
Tanto el aire y el vapor de agua ocupan el mismo volumen, V, y están a la misma temperatura, T.
El problema es determinar la masa de vapor de agua, X, Si podemos medir nada más que las presiones inicial y final, PAG
uny PAG.
A partir de la ley general de gas: (i) para el X kg
de vapor de agua:
eV = XR v T Joules (J) (14.1)
dónde R v = constante de los gases para el vapor de agua (461,50 J / kg K), y
(Ii) para el original 1 kg de aire seco,
PAG un V = 1 x R un T J (14.2)
dónde R un = constante de los gases para el aire seco (287,04 J / kg K)
Dividiendo la ecuación (14.1) por (14.2) da
=correo XRRP
un AV
Sin embargo, el (barométrica) de presión absoluta en el recipiente es
P = P un + mi
Por lo tanto,
= (14.3)
P (e RRX
- e)
Virginia
Inserción de los valores de las constantes de gas da
kg
X = 0,622 Pe (14.4)
( - e) de airekg
seco
Esto da el contenido de humedad de la embarcación en kg por kg de aire seco, a condición de que la presión parcial del vapor de agua, mi, puede
ser evaluado. Esto es, por supuesto, simplemente la diferencia entre las presiones absolutas inicial y final. Sin embargo, mi se puede
determinar de forma independiente, como veremos un poco más adelante en el capítulo.
14-4
14.2.3. la presión de vapor de saturación
Volviendo a nuestro experimento, supongamos que seguimos para inyectar vapor de agua. La presión parcial de vapor de agua
(y, por lo tanto, la presión absoluta en el recipiente) seguirá aumentando - pero sólo para un cierto valor límite. La presión parcial
de la fracción de aire seco, PAG un, permanecerá constante. Si insistimos en forzando aún más vapor en el sistema, manteniendo
constante la temperatura, a continuación, el exceso se condensará y recoger el agua líquida en los lados y fondo de la vasija.
(Es, de hecho, posible alcanzar una condición de sobresaturación en el laboratorio, pero eso no va a ocurrir en ambientes
naturales y no se considera aquí).
Cuando el sistema se niega a aceptar cualquier vapor más agua entonces se dice, con poco rigor, que el aire está saturado.
De hecho, no es el aire, pero el espacio que se ha saturado. Si nos vamos a repetir el experimento a partir de la recipiente
evacuado y que no contiene aire entonces exactamente la misma cantidad de vapor podría inyectarse antes de la
condensación comenzó, siempre que la temperatura se mantuvo igual .
La presión, mi s, ejercida por el vapor de agua a condiciones de saturación depende solamente de la temperatura y no en la presencia
de cualesquiera otros gases. La relación entre la presión de vapor de saturación y la temperatura para el agua se ha determinado no
sólo experimentalmente, sino también a través del razonamiento termodinámico por un número de autoridades. Las tablas de Goff y
Gratch
producido en 1945 todavía son considerados como un estándar. La ecuación analítica más sencilla es conocido como el ecuación de
Clausius-Clapeyron .
1 ss -
= K1 (14.5)
2
v TRL
correo
de dT
donde el calor latente de evaporación , L ( J / kg) es el calor necesario para evaporar 1 kg de agua. La derivación de la ecuación
de Clausius-Clapeyron se da en la A14 apéndice al final del capítulo. Esta ecuación se basa en las leyes de los gases
perfectos y debe, por lo tanto, ser considerada como una aproximación. Además, el calor latente de evaporación, L, no es
constante. Cuanto mayor es la temperatura inicial del agua líquida a continuación, menor será el calor adicional requerido para
evaporar él. La relación entre el calor latente de evaporación y la temperatura es casi lineal. La ecuacion
L = ( 2.502,5-2,386 t) 1000 J / kg (14.6)

(Donde la temperatura, t, es en grados centígrados)
es una precisión de 0,02 por ciento en el intervalo de 0 a 60 ° C. La ecuación puede
escribirse también como
L = ( 3.154,2-2,386 T) 1000 J / kg (14.7)
donde la temperatura T es en grados Kelvin.
La ecuación de Clausius Clapeyron se puede integrar en cualquier intervalo dado
2
de (1 )
= dT
∫ 2
e ss ∫ R- v
2
T bT un
1 1
dónde a = 3 154 200 J / kg y b = 2386 J / kg K de la ecuación (14.7).
14-5
La integración da
• • •• •• • • 1 • ••
En • • • ••
2
= 111 +
• • • • • ln
• TT •
•• b TT un ee R
• ss1 • v • 1 2 • • 2 • ••
dando
un
• •• (1 -2 TT1 ) • 1 • •• •
expee R
=2 • • + En• •• + • Pensilvania (14.8)
ss1 • TT •
•• v •• 1 2
b TT • 2 • •• ••
Si la presión de vapor de saturación, mi s1, a cualquier temperatura dada, T 1, se conoce, entonces la ecuación (14.8) permite que la presión
de vapor de saturación, mi s2, a cualquier otra temperatura, T 2, a calcular. A 100 ° C, la presión de vapor de saturación es de una atmósfera
estándar (101,324 kPa) por definición (Sección 2.2.3). Por lo tanto, esto puede ser utilizado como un punto de partida para la integración.
Hay dos problemas con la ecuación (14.8). En primer lugar, es engorroso para el cálculo rápido y, en segundo lugar, la suposición del
comportamiento de los gases perfectos en su derivación introduce cierta incertidumbre. Este último no es grave. La integración de abajo
de una presión de vapor de 19.925 kPa a 60 ° C y utilizando la ecuación (14.8) da un error máximo de sólo el 0,52 por ciento en el
intervalo de 0 a 60 ° C. Sin embargo, podemos hacer mucho mejor y simplificar el formato de la relación, al mismo tiempo. Tomemos la
temperatura T 1 para ser el punto de congelación del agua, 273,15 K o 0 ° C. A continuación, la temperatura
T 2 puede ser expresada en grados centígrados como
t = (2 T - 273,15) DO
o T 2 = ( t + 273,15) K
Además, el término logarítmico en la ecuación (14.8) se puede reescribir como
• 1 • • (1 - 1 TT
2
• •• t •
En • • = ln • + • = ln •1 T •
• TT2 • • T2 • • 2 •
Ampliando de la serie logarítmica para la condición en la que t es mucho menor que T 2 da el término como aproximadamente (- t
/ T 2).
Sustituyendo en la ecuación (14.8), lo que simplifica y la recolección de las constantes juntos da la forma
• •
2 = exp • • Pensilvania (14.9)
• A e+s
C Bt t •
donde A, B y C son constantes.
ajuste de las tablas estándar de Goff y Gratch sobre el rango de 0 a 60 ° C de la curva da la ecuación ampliamente utilizado:
• 17 . 27 •
mi s 2 = 610 . exp 6 • • Pensilvania (14.10)
• 237 . 3 + tt •
Esta es una precisión de 0,06 por ciento en el intervalo dado.
14-6
Para el rango de minería más habitual de 10 a 40 ° C el procedimiento de ajuste de curva da
exp 162• 17 . 291 •

mi s 2 = 610 . • • Pensilvania (14.11)
• 237 . 481 + tt •
que tiene una excelente exactitud de dentro de 0,01 por ciento para ese rango.
Ejemplo
Encontrar la presión de vapor de saturación a una temperatura de 30 ° C. Solución (i) Inserción t = 30 ° C en la ecuación (4.10)
da mi s = 4241,7 Pa o 4,2417 kPa Esto está en error por 0,026 por ciento cuando se compara con el valor de 4,2428 kPa dado
por las tablas de Goff y Gratch. (Ii) Utilizando la ecuación (4.11) da mi s = 4.2431kPa, que tiene un error de sólo 0,007 por ciento.
14.2.4. constante de los gases y el calor específico (capacidad térmica) de aire insaturado
De las leyes de los gases para 1 kg de aire seco y X kg de vapor de agua asociado, tenemos
PAG un V = 1 R un T
y e V = XR v T
La adición de estas dos ecuaciones da
(PAG un + e) V = (R un + XR v) T
o PV = (R un + XR v) T J / kg (14.12)
Alternativamente, podemos tratar el (1 + X) kg de mezcla de aire / vapor como un gas perfecto que tiene una constante de gas equivalente de
R metro. Entonces
PV = (1 + X) R metro T J / kg (14.13)
Igualando (14.12) y (14.13) da
( + v )
Rm= (14.14)
un
J / (kg K)
1 (+ XRXR
)
Por lo tanto, hemos demostrado que se da la constante de gas para el aire húmedo simplemente mediante la adición de las constantes de gas
para el aire seco, R un, y vapor de agua, R v, en proporción a las masas relativas de los dos componentes.
La constante de gas equivalente para el aire húmedo también puede expresarse en términos de presiones sustituyendo X de la
ecuación (14.4), dando lugar a
PAG
R m = 287.04 J / (kg K) (14.15)
-0 ( . 378 eP)
14-7
Del mismo modo, el calor específico equivalente (capacidad térmica) de aire no saturado húmedo se puede encontrar mediante la adición de los
calores específicos de los dos componentes en proporción a sus masas. El calor específico a presión constante se convierte
( Pensilvania
+ pv
)
pm = J / (kg K) (14.16)
XC1CC
(+ X )
dónde do Pensilvania = calor específico del aire seco a presión constante (1,005 J / kg K)
y do pv = calor específico a presión constante de vapor de agua (1,884 J / kg K).
También, el calor específico del aire húmedo a volumen constante se da como
( + vv )
do = vm (14.17)
Virginia
• J / (kg K)
1 (+ xcxc
)
dónde do Virginia = calor específico del aire seco a volumen constante (718 J / (kg K))
y do vv = El calor específico del vapor de agua a volumen constante (1422 J / (kg K)).
14.2.5. El volumen específico y la densidad del aire no saturado
El volumen específico real de aire no saturado húmedo, V metro, puede ser calculado a partir de la ley general de gas para 1 kg de la mezcla
de aire / vapor:
T
V m = • R metro PAG
sustituyendo R metro partir de las ecuaciones (14.14) y (14.15) da
( + v )
Vm= (14.18)
un
• metro 3 / kg de aire húmedo
1 (+ ) PTXRXR
T
y V m = • 287.04 metro 3 / kg de aire húmedo (14.19)
-0 ( . 378 eP)
En estas ecuaciones, T es en grados Kelvin y PAG en pascales.
Como vimos en la sección 14.2.1 es más conveniente, para la mayoría de los propósitos, para llevar a cabo nuestros análisis sobre la base de 1 kg de
“aire seco” en lugar de un kilogramo de la mezcla de verdad. los volumen específico aparente , Basado en 1 kg de aire seco es simplemente
V m ( aparente) = 287,04 PT metro 3 / kg de aire seco (14.20)

( - e)
La densidad real del aire húmedo, ρ metro, es el recíproco del volumen específico real
1 (+ X
ρ metro = • kg aire húmedo / m 3 (14.21)
( un
+ v ) TPRXR
0 ( -. 378 )
o ρ metro
=• P kg aire húmedo / m 3 (14.22)
287 . 04 T e
14-8
Una fórmula aproximada útil para calcular el efecto de la humedad sobre la densidad del aire se puede derivar de la ecuación (14.21),
dando
ρ metro
= -0 1 ( . 608 X ) kg aire húmedo / mm 3 (14.23)
un
PRT
Esta ecuación establece claramente que la densidad del aire disminuye a medida que su contenido de humedad se eleva. los densidad
evidente , Basado en 1 kg de aire seco, es el recíproco de la ecuación (14.20).
(- )
aparente) =
ρ (metro eP kg de aire seco / m 3 (14.24)
287 . 04 T
14.2.6. La humedad relativa y el porcentaje de humedad
La humedad relativa es ampliamente utilizado por los ingenieros de calefacción y ventilación como un factor importante que determina el
confort del personal en los edificios de superficie. En áreas de superficie abiertos o en instalaciones subterráneas de flujo a través de, su uso
como un parámetro fisiológico es muy limitada y puede ser engañoso, debido a la gama más amplia de temperaturas de aire que se pueden
encontrar (véase, también, el capítulo 18). Por otra parte, el concepto de humedad relativa, rh, es una forma conveniente de expresar el grado
de saturación de un espacio. Se define como
HR = • × 100 por ciento (14.25)

eeDakota del Sur
dónde mi sd = presión de vapor de saturación a la temperatura del aire (bulbo seco). Esta definición indica que la humedad
relativa es la relación de la presión de vapor reinante a la que existiría si el espacio se saturaron a la misma temperatura . Un
concepto similar es el de porcentaje de humedad , pH, definido como
pH = × 100 por ciento (14.26)

XXDakota del Sur
dónde X Dakota del Sur es el contenido de humedad (kg / kg de aire seco) que existiría si el espacio estuviera saturado a la misma temperatura de
bulbo seco.
Porcentaje de humedad es aproximadamente igual a la humedad relativa en el rango de la atmosférica normal.

Sustituyendo la ecuación (14.4) da
= ( -- )
x 100
Dakota del Sur
pH = •
( e P e) XX eeDakota
P del Sur
Dakota del Sur
( ePDakota)del Sur
= rh ×
( - - eP
)
Como PAG es mucho mayor que mi o mi Dakota del Sur sobre el rango atmosférica normal, los términos entre corchetes son casi iguales.
14-9
Ejemplo
Una corriente de aire de la temperatura 20 ° C y la presión barométrica 100 kPa se encuentra que tiene una presión de vapor real de 1,5
kPa. Determinar
(I) el contenido de humedad del aire, X
(Ii) la constante de los gases, R metro
(Iii) el calor específico, do pm
(Iv) los volúmenes específicos reales y aparentes (v) las
densidades reales y aparentes (vi) la humedad relativa, rh
y (Vii) el porcentaje de humedad, ph
Solución (i) contenido de humedad,

X:
1. 5
X=• 0,622
- (. 5)
1 100
• = 0.009472 kg de vapor / kg de aire seco o aire 9,472 g / kg seco.
(Ii) constante de gas:
287 . × 100
04
De la ecuación (14.15) Rm= • =• 288,68 J / kg K
(100. -
0 ×1 378. 5)
(Iii) calor específico, C pm

De la ecuación (14.16)
+ (.
0 1005 × 1884 )
009472
do pm = = • 1013 J / kg K
+0 1 ( . 009472 )
(Iv) volúmenes específicos:

De la ecuación (14.19), el volumen específico Actual:
287 . 273 .
(04 + 20 )
15
V metro = • = •0.8463 m 3 / kg aire húmedo
0 100
(1000 .- ×
1 378
. 5)
(El 1000 en el denominador es necesario convertir las presiones de kPa a Pa volumen específico
aparente: De la ecuación (14.20)
287 . 273 .
(04 + 20 )
15
V m ( aparente) = = 0,8543 m 3 / aire seco kg
-
1 100
(1000 . 5)
(V) densidades de aire:

densidad real está dada por la ecuación (14,22) o el recíproco de volumen específico real
1
ρ metro =• 1= = 1.1816 kg aire húmedo / m 3
V metro 0. 8463
Del mismo modo, la densidad aparente se da como

1 1
aparente) =
ρ (metro = = 1.1705 kg de aire seco / m 3
V metro(aparente ) 0. 8543
14-10
(Vi) humedad relativa, RH:

De la ecuación (14.10), la presión de vapor de saturación a una temperatura de 20 ° C es
• 17 . 27 × 20 •
mi Dakota del Sur = 610,6 exp • • = 2.337,5 Pa o 2,3375 kPa
• 237 ( . 3+ 20 ) •
Entonces, de la ecuación (14.25)

1. 5
HR = • × 100 = x 100 = 64,17 por ciento
eeDakota del Sur 2. 3375
(Vii) porcentaje de humedad, p h

Si el espacio se saturaron a 20 ° C, entonces la presión de vapor de saturación sería 2,3375 kPa. La ecuación (14.4) da el
contenido de saturación de humedad correspondiente a ser
2. 3375
X sd = • 0,622 = 0.014887 kg / kg de aire seco
2 -100 (. 3375 )
y la ecuación (14.26) da
0.
pH = • = × 100 = 63,62 por ciento
XXDakota
x 100del Sur
. 014887
0 009472
14.3 LA MEDICIÓN DE vapor de agua en AIR
Hay un número de métodos de medición de la humedad del aire. Numerosos instrumentos están disponibles
comercialmente. Estos pueden dividirse en cinco tipos.
14.3.1. Los métodos químicos
Esto implica pasar un volumen medido de aire a través de un compuesto higroscópico tal como cloruro de calcio, gel de sílice o
ácido sulfúrico y observando el aumento de peso. El método es lento y algo engorroso. Sin embargo, se da una medida directa
del contenido total de humedad de una corriente de aire y, con cuidado, dará resultados de alta precisión.
14.3.2. Métodos eléctricos (psicrómetros electrónicos o metros humedad)
Los cambios en las propiedades eléctricas (resistividad, constantes dieléctricas) de algunos compuestos en presencia de vapor de agua
se utilizan en una variedad de instrumentos para dar una indicación rápida de la humedad. Tal equipo necesita ser compensado contra el
efecto de las variaciones de la temperatura ambiente. Los dispositivos modernos de este tipo pueden emplear semi-conductores y
procesadores micro electrónicos para mejorar la versatilidad, fiabilidad y estabilidad del instrumento. Sin embargo, para un trabajo
preciso, es recomendable comprobar las calibraciones de psicrómetros electrónicos contra un método más directo.
14.3.3. higrómetros de cabello
Muchos compuestos orgánicos, tales como hueso, cabello u otros cambios de exhibición de materiales fibrosos en su volumen y elasticidad cuando
se exponen a vapor de agua. Un ejemplo es la apertura y cierre de los conos de abeto como el tiempo cambia. El cabello humano es particularmente
reactivo. metros de humedad más baratas que se venden para su visualización doméstica incorporan mechones de cabello mantenidas bajo tensión
del resorte. Las variaciones en la humedad provocan pequeños cambios en la longitud de la
14-11
cabello. Estos se amplifican mecánicamente a través de una disposición de palanca. instrumentos de registro de este tipo se utilizan para mover
una pluma a través de una carta de papel giratorio.
14.3.4. higrómetros de punto de rocío
Si una mezcla de aire / vapor se enfría a presión barométrica constante, entonces la presión de vapor real permanece sin cambios
(véase la ecuación (14.4)). Sin embargo, la temperatura cae hará que la presión de vapor de saturación correspondiente a
disminuir (ecuación (14.10)). En algún momento, la presión de vapor de saturación será igual a la presión de vapor real. Según la
teoría clásica, la condensación comenzará entonces. (Véase también la Figura 14.4). La temperatura a la que se alcanzan
condiciones de saturación se conoce como la temperatura del punto de rocío. Una inversión de la ecuación (14.10) da
• •
237 . • •
3
• 610 ln. 6 •
t ( punto de rocío) = • DO (14.27)
• ee •
17 . - • •
En 27
• 610 .6 •
En un higrómetro de punto de rocío, una muestra de aire se dibuja sobre una superficie de espejo. La parte trasera del espejo se enfría, a
menudo por evaporación de un líquido volátil. Un termómetro unido al espejo da la temperatura de su superficie. Esto se lee en el
momento en que se empañen aparece por primera vez en el espejo para ver la temperatura del punto de rocío. Aunque el aparato del
punto de rocío da una buena demostración del efecto de condensación por enfriamiento, la detección visual de la película inicial de
condensado en el espejo es algo subjetivo. Tales instrumentos se utilizan poco en la práctica.
14.3.5. higrómetros bulbo húmedo y seco (psicrómetros)
Estos son el tipo más ampliamente utilizado de higrómetros en la ingeniería de la ventilación del subsuelo. Ellos dan resultados
fiables cuando es empleado por personal competente y son fáciles de usar. Debido a su empleo generalizado, la teoría del
termómetro de bulbo húmedo se desarrolla en la Sección (14.4).
Un higrómetro de bulbo húmedo y seco es simplemente un par de termómetros equilibrados, uno de los cuales tiene su bulbo envueltos en una
chaqueta de muselina saturada de agua. aire que pasa sobre las dos bombillas hará que el termómetro de bulbo seco para registrar la temperatura
ordinaria del aire. Sin embargo, el efecto de enfriamiento de la evaporación se traducirá en el termómetro de bulbo húmedo registrarse una
temperatura más baja. El conocimiento de las temperaturas de bulbo húmedo y seco, junto con la presión barométrica, permita que todos los demás
parámetros psicrométricos que ser calculados.
Instrumentos varían en (a) la precisión de los termómetros, (b) la forma en que se suministra agua a la de bulbo húmedo y (c) los medios
para proporcionar la circulación de aire necesaria a través de los bulbos de los termómetros. El término "psicrómetro", en lugar de
"higrómetro", tiende a ser utilizado para los instrumentos más precisos.
La precisión de los termómetros depende de la calidad de su fabricación y calibración, y también sobre su longitud. Los mejores
psicrómetros se pueden leer con una precisión de 0,1 ° C. Variaciones considerablemente mayor que esto puede ocurrir sobre la
sección transversal de una vía aérea, en particular cerca de las estaciones de eje. Con el fin de mantener el instrumento en un tamaño
portátil, algunos modelos logran una exactitud a expensas de la gama. Los extremos aproximados de temperatura deben ser conocidos
antes de realizar una importante encuesta psicrométrico, y un instrumento apropiado seleccionado. termómetros de repuesto deben ser
comprados como pares equilibrados. La diferencia entre las temperaturas de bulbo húmedo y seco es más importante que la
temperatura absoluta. Los errores significativos, tanto en las lecturas de la temperatura de bulbo húmedo y seco pueden ocurrir por
14-12
la radiación de las superficies circundantes o entre los bulbos. Esto se puede reducir mediante el aumento de la velocidad del aire a través de los bulbos de
los termómetros. Sin embargo, para resultados precisos un escudo contra la radiación pulido debe proporcionarse por separado alrededor de cada uno de
los bulbos.
Muchos higrómetros están equipados con un pequeño depósito de agua en la que se sumerge un extremo de la mecha de muselina. La
acción capilar extrae agua a través de la muselina para alimentar el bulbo húmedo. En tales dispositivos, es importante que el agua que
llega al bulbo húmedo ya está a la temperatura de bulbo húmedo. El agua dentro del depósito estará a la temperatura de bulbo seco y, si
suministrado al bulbo húmedo a una velocidad demasiado liberal, dará una temperatura de bulbo húmedo falsamente elevados. A la inversa,
si el suministro de agua es insuficiente entonces el secado de la mecha se producirá y, de nuevo, el termómetro de bulbo húmedo leerá
demasiado alto. Debido a estas dificultades, los psicrómetros más precisos no tienen ningún depósito de agua integrado y deben tener sus
bulbos húmedos humedecen manualmente con agua destilada. Si un termómetro de bulbo húmedo se encuentra en un túnel de viento y el
aire de la condición psicrométrico fijo pasó sobre al aumento de la velocidad, la temperatura de bulbo húmedo indicado disminuirá
inicialmente, luego nivelarse. La razón de este fenómeno es que la envolvente de aire saturado que rodea el bulbo húmedo se debe retirar
de manera eficiente para mantener el proceso de evaporación. La lectura de estado estacionario observado es esencialmente idéntica a la
verdadera temperatura de bulbo húmedo termodinámico alcanzado durante un proceso de saturación adiabática (ver sección 14.5.2). La
velocidad del aire mínima que da la verdadera temperatura de bulbo húmedo es una función del tamaño y la forma del bulbo húmedo, y su
orientación con respecto a la dirección del flujo de aire. Para la mayoría de los instrumentos disponibles comercialmente, se sugiere una
velocidad de aire de al menos 3 m / s sobre los bulbos. higrómetro Mason ) No tiene medios intrínsecos de la creación de la velocidad del aire
requerido y se basa en ser colgado en un lugar donde los bulbos de los termómetros están expuestos a una velocidad de aire externo. El
"torbellino" o " honda" psicrómetro tiene sus termómetros y depósito de agua montado en un bastidor que puede girar manualmente alrededor
de su mango. Girando el instrumento a aproximadamente 200 rpm dará la velocidad del aire requerido sobre los bulbos. Después de 30
segundos de rotación, el giro debe ser terminado (pero no por apriete las manos de uno alrededor de las bombillas), el instrumento llevó a
cabo de tal manera que el observador no está respirando en él, y la temperatura de bulbo húmedo leer inmediatamente. El proceso de
torbellino debe repetirse hasta que la lectura se vuelve constante.
psicrómetros aspirados tienen pequeños ventiladores accionados por un reloj o las baterías. El aire es aspirado a través de la pantalla de
radiación que rodea a cada bombilla. Una vez más, la temperatura de bulbo húmedo debe ser observado hasta que se vuelve constante.
Mientras que los higrómetros que giran son, con mucho, los instrumentos más utilizados para mediciones de rutina, se recomiendan
psicrómetros aspirados para las encuestas importantes.
14.4. THEORY del termómetro de bulbo húmedo
La temperatura de bulbo húmedo es un parámetro más importante en las condiciones climáticas calientes para dos propósitos separados pero
relacionados entre sí. La primera radica en su importancia vital en la evaluación de la capacidad del aire para eliminar el calor metabólico por parte del
personal. El segundo es el uso de la temperatura de bulbo húmedo en la cuantificación de la humedad del aire.
14 - 13
14.4.1. balance de calor en un bulbo húmedo
La figura 14.1 ilustra (1 + X) kg de acercarse aire no saturado

húmedo y fluye estrechamente sobre la superficie de un bulbo
húmedo. Al salir de la superficie húmeda, las 1 kg de aire sigue
siendo el mismo, pero la masa de vapor de agua asociado ha
aumentado de X kg a X s kg y el aire se ha saturado. Por lo tanto una
masa de ( X s - X) kg de agua se haya evaporado de la superficie
húmeda por cada kilogramo de aire que pasa a "seca". La razón
para el empleo de 1 kg de aire seco como base de la medición es,
de nuevo, aparente - esto se mantiene constante, mientras que la
masa de vapor de agua varía. Como las moléculas de agua salen
de la superficie mojada que toman energía con ellos. Esta " calor
latente "Energía se transfiere al aire, dejando el bulbo húmedo a
un nivel de energía reducido. Esto se refleja por una caída en la
temperatura (el efecto de enfriamiento por evaporación) y el
termómetro de bulbo húmedo da una lectura deprimido debajo de
la del bulbo seco. La mayor la velocidad de evaporación, mayor
es la depresión de bulbo húmedo.
insaturada saturado
t re tw
(1+ X) kg (1+ X s) kg
Como ahora hay una diferencia entre la temperatura del aire y la
superficie mojada más fresco, una transferencia de calor sensible
calor se producirá por convección desde el aire a la de bulbo húmedo.

Un equilibrio dinámico se establecerá en la que la pérdida de
latente calor del bulbo húmedo por evaporación es equilibrada por la
ganancia de calor sensible por convección:
Figura 14.1 equilibrio de calor en un bulbo húmedo.
la pérdida de calor latente de bulbo húmedo = ganancia de calor sensible de bulbo húmedo (14.28)
Cada uno de estos términos se pueden cuantificar. la transferencia de calor latente desde el bulbo húmedo para el aire
q = L (X s - X) J por kg de aire seco (14.29)
dónde L = calor latente de evaporación (J / kg evaporó) a temperatura de bulbo húmedo. La mezcla de aire / vapor se aproxima a la superficie
húmeda a temperatura de bulbo seco, t re, y las hojas a la temperatura de bulbo húmedo, t w. La transferencia de calor sensible desde el aire a la de
bulbo húmedo es entonces
q = masa x específica cambio de calor x de la temperatura
= (1 + X) X do pm X ( t re - t w) J / kg de aire seco (14.30)
En el equilibrio, la transferencia de calor latente es igual a la transferencia de calor sensible. Las ecuaciones (14.29) y (14.30) cuantificar el balance de
calor que existe en el bulbo húmedo
L (X s - X) = ( 1 + X) C pm ( t re - t w) J / kg de aire seco (14.31)
14-14
14.4.2. Determinación del contenido de humedad y la presión de vapor de las lecturas psychrometer
Si la presión barométrica, PAG, y las temperaturas de bulbo húmedo y seco, t w y t re, son conocidos, entonces el contenido de humedad y, de
hecho, todos los demás parámetros psicrométricos pueden determinarse. Comenzando a partir del balance de calor para el bulbo húmedo,
y utilizando la notación abreviada Dt para la depresión de bulbo húmedo, t re - t w, tenemos
L (X s - X) = ( 1 + X) C pmt Δ
Pero
+
Pensilvania
CXC
pv
do pM = • de la ecuación (14.16)
1 (+X )
entonces LX s = ( do Pensilvania + XC pv) Δ t+ LX = + X (t C Pensilvania Δ + L)t C pv Δ
dando el contenido de humedad, X, como
pa sΔ t
- C LX
X=• kg / kg de aire seco (14.32)
pv
ΔC + L t
Todas las variables en el lado derecho de esta ecuación son conocidos, o se pueden calcular fácilmente para el dado
P, t re y t w: Por lo tanto, el contenido de humedad, X, se define.
La presión de vapor real a continuación, se sigue de una transposición de la ecuación (14.4)
PX
e= Pensilvania (14.33)
0. 622 + X
Ejemplo
Determinar el contenido de humedad y presión de vapor para una presión barométrica de 100 kPa y temperaturas de bulbo húmedo
y seco de 20 y 3•0 ° C respectivamente.
Solución
A la temperatura de bulbo húmedo, las variables requeridas por la ecuación (14.32) se calculan como sigue:
L = (2502,5-2,386 x 20) 1,000 de la ecuación (14.6)

= 2454,78 x 10 3 J / kg o 2454.78 kJ / kg
• 17 . 27
× 20 •
mi SW = 610,6 exp • • (Ecuación (14.10)) = 2,3375 kPa
• 237 . 3
+ 20 •
2. 3375
X s = • 0•622 • (Ecuación (14.4))
2 -100 (. 3375 )
= 0.014887 kg / kg de aire seco
14 - 15
Entonces la ecuación (14.32) da
3
2454 . × 0 10
× 78 . - 30 (1005 - 20 )
014887 10 36 544
050
X= =•
3
- 20 ) + 2454 .
30 (1884 × 10
78 + - 840 18
245 4780
= •• 0.01071 kg / kg de aire seco
La presión de vapor real viene dada entonces por la ecuación (14.33)
. 01071
0× 100
e= = •1,6927 kPa
0. . 01071
+0 622
Este ejemplo ilustra que el término que involucra do pv ( 1884 J / kg K) en la ecuación (14.32) es muy pequeño en comparación con L. Una
ecuación más tradicional para la presión de vapor real sigue de ignorando el término más pequeño. Entonces la ecuación (14.32) se
simplifica a
Δt
X = •X -C pa s
L
sustituyendo X y X s de la ecuación (14.4) da
C ePe
sw sw pa
Δt
0,622 Pe = 0. --
( - e ) (622 ) L
Pe
(
-e ) sw Δ
o e=• SO
- - PL t C e P (622- e )
( pa ) 0.
Si ahora suponemos que E y ESW son pequeñas en comparación con P, la ecuación se simplifica aún más a
e=•e - PLC sw pa Δ t Pensilvania (14.34)

0. 622
o
e=e SO
- Δ grifo Pensilvania (14.35)
El parámetro UN se conoce como el psicrométrico "constante " Sin embargo, debido a las simplificaciones hechas en la
derivación, que no es una verdadera constante;. Tampoco se da precisamente como C pa / ( 0,622 L) pero varía de forma no lineal
con la temperatura y presión entre 0,00058 y
- sobre el rango de la atmosférica. Esta variación de la psicrométrico "constante" es una
0.000648 ° C 1
- da resultados aceptables para
debilidad en la relación. Sin embargo, un valor de 0.000644 ° C 1
efectos prácticos.
Ejemplo
Determinar la presión de vapor real de la ecuación (14.35) para P = 100 kPa, t w = 20 ° C y t d = 30 ° C. Solución
Estas son las mismas condiciones como se especifica en el ejemplo anterior. Esto dio
mi SW = 2.3375 kPa
Entonces la ecuación (14.35) da
e = 2.3375 - 0.000644 x 100 x (30 - 20) = 1,6935 kPa

(Una diferencia de menos de 0,05 por ciento de la solución anterior).
14 - 16
14.5. RELACIONES MÁS psicrométricos
14.5.1. La entalpía del aire húmedo
En el Capítulo 3, la ecuación de energía de flujo constante se derivó como
1
-
+
1 2 2 2(2 - ) + HHF
= VdP W uu+ g ZZ ( = 1) - -q J / kg (14.36)
1 2 en
∫ 12 2 en
dónde u = la velocidad del aire, m / s

Z = altura por encima de datum, m
gramo = aceleración de la gravedad, m / s 2
W en = mecánico (ventilador) trabajar de entrada, J / kg
V = volumen específico, m 3 / kg
F = conversión de fricción de mecánica en energía térmica, J / kg
H = entalpía, J / kg
Y q en = entrada de calor de fuentes externas, J / kg
En su aplicación para extraer la termodinámica de ventilación, (capítulo 8) el cambio en entalpía entre estaciones finales 1 y 2
anterior se supone que es
H 2 - H 1 = do pa ( t 2 - t 1) J / kg (14.37)
dónde t 1 y t 2 fueron las temperaturas de bulbo seco. Esta suposición se basa en la premisa de que la vía aérea estaba seca - se considera
ni la evaporación ni condensación. Para el aire húmedo, pero no saturado, el término calor específico puede ser sustituido por do pm para la
mezcla real de aire / vapor. Sin embargo, si la evaporación o la condensación tiene lugar a continuación, el intercambio de calor latente
tendrá un gran efecto adicional sobre la temperatura de bulbo seco. La ecuación (14.37) ya no se aplica. Como esta es la situación en la
mayoría de las vías aéreas subterráneas, hay que buscar un método de evaluación de entalpía que tiene el contenido de humedad del
aire en consideración.
Vamos a llevar a cabo otro experimento imaginario. Supongamos que tenemos 1 kg de aire seco a 0 ° C y, en un recipiente separado, una pequeña
cantidad, X kg, de agua líquida. Ahora vamos a calentar el aire hasta que alcance una temperatura de bulbo seco de t re. Del mismo modo, añadimos
calor al agua hasta que se vaporiza y se continúa calentando hasta que el vapor también alcanza una temperatura de bulbo seco de t re. Finalmente,
mezclar los dos componentes para obtener (1 + X) kg de aire no saturado húmedo a una temperatura de bulbo seco de t re y un valor más bajo de
temperatura de bulbo húmedo, t w.
La cantidad total de calor que hemos añadido al aire y agua durante este experimento representa el aumento de la entalpía del
sistema a través de su condición de partida a 0 ° C. Si elegimos 0 ° C como nuestro datum entalpía, ese mismo calor añadido
representa el nivel de entalpía del final (1 + X) kg de mezcla.
Con el fin de cuantificar el calor añadido, considere el aire y el agua por separado: (i)
El calor necesario para elevar la temperatura de 1 kg de aire seco desde 0 ° C a t re es simple
masa x específica cambio de calor x de la temperatura

es decir
q aire =1x do Pensilvania X t re J
14-17
(Ii) Podemos convertir el agua a 0 ° C en vapor en t re en cualquiera de tres maneras, dependiendo de la presión que
mantenemos en el vaso:
(A) Podríamos considerar la evaporación del X kg en agua a 0 ° C y luego elevando la temperatura del vapor a re
t.
q agua = L ( o) X + XC pv t re J
dónde L ( o) = Calor latente de evaporación a 0 ° C.
(B) Alternativamente, podríamos elevar la temperatura del agua líquida a t re después se evapora a esa temperatura.
q agua = XC w t re + L (t re) X J
dónde do w = calor específico del agua líquida (4,187 J / kg K)

y L (t re) = El calor latente de evaporación a t re DO
o
(C) Podríamos elevar la temperatura del líquido a cualquier valor intermedio, t, se evaporan a esa temperatura, y luego
continuar para sobrecalentar el vapor hasta que alcanza la temperatura requerida, t re.
q agua = XC w t + L (t) X + XC pv ( t re- t) J (14.38)
dónde L (t) = El calor latente de evaporación a t DO
De hecho, como las dos condiciones extremas están definidos con precisión, no importa qué método se utiliza. Todos dan el mismo
resultado siempre que se tengan en cuenta las variaciones de calor latente y el calor específico con respecto a la temperatura.
Por una razón que se verá más adelante, nos dejó elegir el método (c) con el valor intermedio de la temperatura elegida
para ser t w, la temperatura eventual de bulbo húmedo de la mezcla de aire / vapor.
Se ha encontrado ahora la cantidad total de calor añadido al sistema y, por lo tanto, su relativa entalpía a un C de referencia 0 °
H = q aire + q agua
= do Pensilvania t re + X [C w t w + L + C pv ( t re - t w)] J por kg de aire seco (14.39)
En este caso, el símbolo L ha vuelto a su significado anterior de calor latente de evaporación a temperatura de bulbo húmedo.
Todos los parámetros en el lado derecho de la ecuación o bien se puede medir, son constantes o se puede calcular a partir de las ecuaciones
(14.6) y (14.32). Por lo tanto, la entalpía de una mezcla de aire / vapor se puede determinar a partir de mediciones psicrométricos de presión
de aire y temperaturas de bulbo húmedo y seco. Si se emplean tales valores de entalpía en la ecuación de energía de flujo estable (14,36) a
continuación, que la ecuación puede seguir utilizándose para las vías respiratorias que involucran procesos de evaporación o condensación.
14 - 18
14.5.2. El proceso de saturación adiabática
Considere una vía aérea nivel de largo sin adiciones de calor de cualquier fuente de agua y de pie libre que cubre el suelo (figura 14.2). aire no
saturado entra en un extremo y se mueve suficientemente lentamente para permitir la saturación completa que se produzca. El aire sale a las
condiciones de saturación.
sin adiciones de calor
insaturada CONSTANTSIGMAHEAT saturado
calor sensible calor latente
agua
1.2
0.8 1 bulbo seco

temperatura
0.6
0.4
0.2 bulbo húmedo constante
0
10 30 50 70 90 110 130 150
Distancia
Figura 14.2 Un proceso de saturación adiabática.
La superficie del agua líquida reacciona de la misma manera que el de un termómetro de bulbo húmedo (Sección
14.4.1) y, de hecho, será a temperatura de bulbo húmedo. En la entrada, la temperatura de bulbo seco será a un valor más alto. Por lo tanto,
la transferencia de calor sensible se producirá desde el aire al agua lo que resulta en una reducción de la temperatura de bulbo seco. Al
mismo tiempo, el calor y la transferencia de masa desde el agua al aire se llevará a cabo como las moléculas de agua se escapan de la
superficie del líquido - una ganancia de calor latente por el aire. Estos intercambios continuarán hasta saturación cuando bulbo húmedo,
bulbo seco y la temperatura del agua de todo ser iguales (termodinámico temperatura de bulbo húmedo). Esto se conoce como una proceso
de saturación adiabática . El calor sensible perdido por el aire se equilibra mediante el calor latente adquirida por el aire y el proceso implica
ninguna adición o pérdida neta de calor. Esta última afirmación es cierta para la combinación de aire y agua, pero no del todo cierto para el
aire solo. Masa ha sido añadido a la corriente de aire en forma de moléculas de agua, y aquellas moléculas ya contenido de calor sensible
antes de que se evaporaron. Por lo tanto, la entalpía del aire no acaba de permanecer constante. Sin embargo, si estábamos a moverse a lo
largo de la vía aérea tomando lecturas psicrométricos, el cálculo de la entalpía de la ecuación (14.40), pero omitiendo el término para el calor
sensible del agua líquida, XC w t w que se ha evaporado entonces el resultado sería un valor de propiedad que se mantuvo realmente constante
durante todo el proceso de saturación adiabática. La importancia de esta propiedad parece primero haber sido reconocido por Carrier y fue
llamado Sigma calor, S, para distinguirlo de su vecino cercano, entalpía.
14-19
14.5.3. Sigma calor, S
Sigma calor es mucho más que simplemente una propiedad interesante de un proceso de saturación adiabática. De hecho,
cuenta en la mayoría de los análisis sobre los cambios climáticos del subsuelo. Ignorando el calor sensible del agua líquida en la
ecuación (14.40) da
S = H - XC w t w J / kg de aire seco (14.40)

y
S = C Pensilvania t re + X [L + C pv ( t re - t w)] J / kg de aire seco (14.41)
Pero a partir de la ecuación (14.32), y la sustitución de t Δ con ( t re - t w)
X [L + C pv ( t re -t w)] = LX s - C pa ( t re - t w)
Observe que el lado izquierdo de esta relación aparece en la ecuación (14.42). sustituyendo
X [L + ( C wd - tt pv ) ] En que la ecuación
da
S = C Pensilvania t re + LX s - do pa ( t re - t w)
o
S = LX s + do Pensilvania t w J / kg de aire seco (14.42)
los t re plazo cancela para producir una ecuación muy ordenado para el calor sigma. Ahora estamos a punto de descubrir un fenómeno de gran
importancia en los procesos psicrométricos. Recordando que X s es el contenido de humedad de saturación depende sólo de temperatura del bulbo
húmedo y presión (ecuaciones (14.4) y (14.10)), y que las L es el calor latente de evaporación, también a temperatura de bulbo húmedo, se deduce
que para cualquier presión barométrica dado, el calor sigma, S, es una función de la temperatura de bulbo húmedo solamente . Además, como el calor
sigma permanece constante durante un proceso de saturación adiabática así es necesario que también la temperatura de bulbo húmedo permanecer
constante. Esta es la razón por la temperatura de bulbo húmedo aparece como una línea horizontal en la figura 14.2.
Utilizando el concepto de calor sigma, adiciones térmicas o pérdidas de una corriente de aire fácilmente pueden ser cuantificados a partir de
observaciones psicrométricos. Además, el comportamiento de la temperatura de bulbo húmedo, un parámetro medible directamente, es una inmediato
indicación de transferencia de calor desde los estratos, máquinas, refrigeradores, energía potencial o cualquier otra fuente. Contrastando esto
con temperatura de bulbo seco que varía durante la evaporación o la condensación, vemos la importancia fundamental de la temperatura de
bulbo húmedo en procesos psicrométricos.
14-20
14.6. Resumen de ecuaciones psicrométrico
Este es un punto conveniente para hacer una lista de referencia de las ecuaciones más importantes que se han derivado en los
apartados anteriores, y para re-orden en la secuencia que se requieren para la mayoría de los cálculos psicrométricos donde P, t w
y t re son las variables medidas. Todas las temperaturas están expresadas en grados centígrados y las presiones en pascales.
• 17 . 27 •
mi SW = 610,6 exp • tt • Pensilvania (14.43)
• 237 . 3 + ww •
mi sw
Xs =• 0,622 kg / kg de aire seco (14.44)
( - ePsw )
Lw= (2.502,5-2,386 t w) 1000 J / kg (14.45)
S = L w X s + 1005 t w J / kg de aire seco (14.46)
S t re tt
X=[ 1005 kg / kg de aire seco (14.47)
Lw + - (1884- wd ) ]
o
SGSO (1005
- - ttwd )
X= • kg / kg de aire seco (14.48)
[L w + - ttwd ) ]
(1884
PX
mi =• Pa (cuando PAG es en Pascales) (14.49)
0 .( 622 + X )
( - eP)
ρ ( aparente) = • kg de aire seco / m 3 (14.50)
[287 . + 273 . 15 ) ]
metro
t(04
re
-0 ( . 378 eP)
ρ ( real) = • kg aire húmedo / m 3 (14.51)
[287 . + 273 . 15 ) ]
metro
t(04
re
H = S + ( 4187 t w X) J / kg de aire seco (14.52)
( rh) = • por ciento (14.53)

x 100
eeDakota del Sur
(Ecuación (14.44) se utiliza para mi Dakota del Sur con t w reemplazado por t re). Tenga en cuenta que en esta lista de las relaciones importantes, la
necesidad de que el viejo psicrométrico problemático "constante" (Ecuación (14.35)) ha sido completamente eliminado. Este resumen de las
ecuaciones se puede programar en el software de hoja de cálculo o una calculadora programable para proporcionar un medio rápido y preciso
de determinación de los valores de los parámetros psicrométricos de presión barométrica dado y temperaturas de bulbo húmedo y seco.
Ejemplo
En la entrada a una vía aérea subterráneo continuo nivel de sección transversal constante, las lecturas psychrometer dan PAG 1 = 110.130
kPa, t W1 = 23 ° C y t d1 = 28 ° C. Las lecturas correspondientes en la salida son PAG 2 = 109.850 kPa, t W2 = 26 ° C y t d2 = 32 ° C. Si el flujo de
volumen de aire en la entrada es 25 m 3 / s, calcular el calor y la humedad añadida a la corriente de aire durante su paso a través de la
vía aérea. Solución
En la tabla siguiente se produjo en unos pocos segundos a partir de una hoja de cálculo programado con las ecuaciones
psicrométricos:
14-21
quation Parámetro Entrada Salida Unidades
mesurado PAG 110.13 109.85 kPa
mesurado tw 23 26 DO
mesurado t re 28 32 DO
(14.43) mi SO 2808.5 3360.3 Pensilvania
(14.10) usando t re mi Dakota del Sur 3778.7 4753.2 Pensilvania
(14.44) Xs 0.016277 0.019628 kg / kg de aire seco
(14.45) Lw 2447,6 x 10 3 2440,5 x 10 3 J / kg de agua
(14.46) S 62.955 x 10 3 74.032 x 10 3 J / kg de aire seco
(14.47) X 0.01417 0.017078 kg / kg de aire seco
(14.49) mi 2453.0 2935.0 Pensilvania
(14.50) ρ (app) 1,2457 1.2206 kg de aire seco / m 3
(14.51) ρ (ACT) 1.2633 1.2415 kg aire húmedo / m 3
(14.52) H 64 320,1 75 889,43 J / kg de aire seco
(14.53) rh 64.91599 61,8 por ciento
A medida que el flujo de aire se midió como 25 m 3 / s en las condiciones de entrada, el flujo de masa de aire seco
M = ρ Q ( de entrada, aparente)
3
= 25 x 1,2457 = 31,14 kg de aire seco / s

kg sm 3
m dryair
Aumento de calor sigma a lo largo de la vía aérea

S2 - S1= 74,032-62,955 = 11,077 kJ / kg de aire seco
añade calor
q en = SRA 2 - S 1)
de airekg
seco s
= 31,14 x 11.077
kJ de airekg
seco
= 344,9 kJ / s o kW
Aumento en el contenido de humedad a lo largo de la vía aérea

X 2 - X 1 = 0.017078 - 0.01417 = 0.002908 kg / kg de aire seco
Tasa de evaporación = M (X 2 - X 1)
= 31,14 x 0.002908 = 0,0906 kg / s o litros / s
14.7. DESVIACIONES de la teoría CLÁSICA
14.7.1. aire empañado
La teoría clásica de la condensación hace la premisa de que la condensación no puede comenzar hasta que se alcanzan condiciones
de saturación. Esto no es del todo de acuerdo con los fenómenos observables. La formación de niebla es probable que se inicie antes
de que se alcanzó el 100 por ciento de humedad relativa, aunque el proceso de condensación se acelera rápidamente como la
saturación se aborda.
nieblas de humo (smog) puede ocurrir en ciudades a humedades relativas inferiores al 90 por ciento.
14-22
El mecanismo físico de la condensación es compleja. La condensación puede ocurrir sólo en la presencia de núcleos
higroscópicos y microscópicas en el que el proceso puede comenzar. Se ha estimado ( Esfuerzo ) Que hay entre 2 000 y 50 000
núcleos higroscópicos en cada centímetro cúbico de la atmósfera, que tienen radios de 10- 6 a 10- 5 cm. Las fuentes más
productivas de estas partículas higroscópicas son los océanos y los humos sulfurosos de la quema de combustibles de
hidrocarburo.
La formación natural de niebla parece ser un proceso continuo de condensación que comienza a las comparativamente bajas humedades relativas
cuando los núcleos más fuertemente higroscópico empiezan a atraer el agua. Esto a menudo puede resultar en una neblina visible en la atmósfera. A
medida que la humedad relativa se aproxima al 100 por ciento, la tasa de condensación en todos los aumentos de núcleos higroscópicos; las gotitas
de agua así formadas aumento rápidamente en tamaño y la neblina se desarrolla en niebla. Empañamiento de los sistemas de ventilación del
subsuelo se produce en dos situaciones. En primer lugar, cuando los estratos son más frías que la temperatura del punto de rocío del aire de entrada
y, en segundo lugar, debido al enfriamiento descompresiva de aire de retorno húmedo. Por lo tanto, el empañamiento a cambio ascendente vías
respiratorias y, en especial, los ejes upCast no es infrecuente.
La formación de nieblas en estructuras subterráneas es indeseable por una serie de razones. La reducción en la visibilidad puede producir un
peligro para la seguridad, en particular cuando se trata de vehículos en movimiento. La alta humedad puede resultar en reacciones físicas y
químicas entre el agua en el aire y minerales higroscópicos dentro de los estratos, y puede producir caídas de techo y desprendimiento de los
lados de las vías respiratorias. Tales problemas pueden alcanzar proporciones graves en ciertos esquistos y minas evaporíticos. Otra dificultad
que puede surgir en minas de sal es la absorbancia de vapor de agua por la roca extraída. Si el aire es húmedo entonces el material puede
llegar a ser "pegajosa" y difícil de manejar. El problema puede ser aliviado mediante el transporte de la mena en el retorno de las vías
respiratorias. Un problema adicional de nebulización en ejes upCast es que crea condiciones muy húmedas a lo largo del eje de extractores de
aire, el tocado y / o.
Si la velocidad del aire en un eje de upcast se encuentra dentro de la gama de 7 a 12 m / s a continuación gotitas tenderán a permanecer en
suspensión, fomentando mantas de agua formar. El aumento resultante en la resistencia del eje provoca una carga fluctuante que debe imponerse a
los aficionados principales, incluso hasta el punto de estancamiento ellos. La reducción repentina resultante en los resultados de flujo de aire en
cascada de agua a la parte inferior del eje y todo el proceso se repetirá en una manera cíclica. En casos extremos, esto puede conducir al fracaso
de las aspas del ventilador.
Si se hace necesario deshumidificar el aire debido a cualquiera de estos problemas, entonces hay dos posibilidades. La opción menos
cara, donde se puede utilizar, es desviar el aire a través de rebajes o funcionamiento que contienen minerales absorbentes de agua en los
estratos roto viejo. Alternativamente, la temperatura del aire puede reducirse a punto de rocío a continuación en enfriadores de aire y el
agua condensada eliminado del sistema. Todo, o una parte del calor rechazar producida por la planta de refrigeración puede ser devuelto
a la corriente de aire aguas abajo para controlar su temperatura. deshumidificación química rara vez es posible en circunstancias mineras,
debido a los grandes volúmenes de aire involucradas.
14.7.2. el comportamiento del gas imperfecta
Las ecuaciones dadas para la presión de vapor de saturación ((14.10) y (14.11)) tomaron las desviaciones del comportamiento de los gases
perfectos en cuenta. Sin embargo, las otras relaciones derivadas de este capítulo suponen que el aire seco y vapor de agua y aire / vapor de
mezclas todos obedecen las leyes de los gases perfectos. Estas leyes suponen que las moléculas del aire son esferas perfectamente
elásticas de volumen cero y que exhiben no hay fuerzas atractivas o repulsivas.
Para los rangos de presiones y temperaturas encontradas en Psicrometría atmosféricas, la asunción de las leyes de los
gases perfectos da resultados de una precisión aceptable. donde adicional
14-23
Se requiere precisión, cáñamo (1982) ha sugerido los siguientes dos correcciones en base a los trabajos anteriores de Goff y
Gratch. La ecuación (14.3) para el contenido de humedad
1. 0048 mi
X=• se convierte X = • kg / kg de aire seco (14.55)
P e RR
(
Virginia
- e ) RRVirginiaPAG-1 ( . 0048 mi )
y constante de los gases ideales, R, se corrigen para la presión y la temperatura como sigue:
R ( corregido ) = R { 1 - [ (5.307x10- 9 P + 9.49x10- 6) - (8.115x10- 11 P + 2.794x10- 6) t re ] }

(14.56)
donde PAG es en Pa y t re Cª.
Esto da un cambio máximo en R de 0,06 por ciento en los rangos de 80 a 120 kPa y de 0 a 60 ° C. En el valor de gama media de
100 kPa y 30 ° C, la diferencia es de 0,02 por ciento.
14.8. diagramas sicrométricos
Antes de la llegada de la computación electrónica, el empleo de ecuaciones psicrométricos fue un proceso oneroso. Para reducir al
mínimo los cálculos, se idearon las representaciones gráficas de los procesos psicrométricos. Estos son conocidos como Gráficos
psicrométricos . Aunque el uso de tales gráficos en gran medida ha sido suplantada por la programación de ecuaciones
psicrométricos en el software de hoja de cálculo y calculadoras programables todavía proporcionan un poderoso medio de
visualización de procesos psicrométricos.
La mayoría de las cartas psicrométricos muestran una representación de los parámetros psicrométricos para una presión
barométrica fijo. La figura 14.3 muestra un ejemplo de un gráfico 100 kPa. Este es uno de una serie de tales tablas de 80 a 130 kPa
a intervalos de 2,5 kPa producidos por AWT, Barenbrug
(1974). A medida que la presión es la menos sensible de las variables independientes, la interpolación entre las cartas no es
necesaria para los propósitos más practicables. tipos más sofisticados de tabla han sido producidos que permiten variaciones de
presión (Whillier, 1971). Sin embargo, éstos no parecen haber encontrado un amplio uso.
Volviendo a la figura 14.3 es claro que el conocimiento de dos de las variables fijará una ubicación en la carta, lo que indica la condición
climática del aire, y permitiendo otras variables psicrométricos para ser leído directamente o se determina con un mínimo de cálculo. La
situación habitual es una en la que se conocen las temperaturas de bulbo húmedo y en seco y se pueden representar en el gráfico
correspondiente. Los ingenieros que son expertos en el uso de gráficos psicrométricos son más capaces de visualizar las variaciones de las
condiciones climáticas.
La figura 14.4 ilustra la facilidad con que se pueden seguir los procesos. Movimiento a lo largo de una línea de bulbo húmedo constante (es decir,
constante de calor sigma) indica condiciones adiabáticas. Cualquier movimiento a una temperatura de bulbo húmedo superior o inferior indica que el
aire ha sido calentado o enfriado, respectivamente. Una ruta de acceso a un mayor contenido de humedad (etiquetado como humedad específica
aparente en la figura
14.3) indica la evaporación mientras que el movimiento a lo largo de una línea de humedad constante indica calentamiento sensible o enfriamiento. Del
mismo modo, calefacción latente puro o de enfriamiento se indican mediante una temperatura constante de bulbo seco.
14-24
Figura 14.3. Ejemplo de diagrama psicrométrico, a 100 kPa. (Después de

Barenburg AWT “Psicrometría y Gráficas psicrométrico” (1))
Reproducido por cortesía de la Cámara de Minas de Sudáfrica
14-25
La figura 14.4 Líneas de proceso en un diagrama psicrométrico
Ejemplo
El aire pasa a través de un refrigerador a una presión media de 100 kPa. Se entra a temperaturas de bulbo húmedo y seco de 30 y 40
° C respectivamente, y sale a 25 ° C saturado. Si el flujo de volumen en la entrada, Q, es 20 m 3 / s, utilice el diagrama psicrométrico
para determinar las tasas de intercambio de calor y la producción de condensado. Solución
En el diagrama psicrométrico 100 kPa, trazar los dos puntos de 30/40 ° C y 25/25 ° C (Figura 14.5). Este último se encuentra en la línea de
saturación (100 por ciento de humedad relativa). Es inmediatamente obvio que durante el flujo de aire desde la entrada a una toma de corriente
tanto en el contenido de humedad (humedad específica) y el calor sigma han disminuido. Los siguientes valores se leen de la tabla. Los valores
correspondientes calculados a partir de las ecuaciones en la sección 14.6 se dan entre paréntesis para la comparación).
Entrada Salida
t w / t re DO 30/40 ° C 25/25 ° C
X g / kg de aire seco 23,2 (23,24) 20,3 (20,34)

S kJ / kg de aire seco 97,0 (97,1) 74,7 (74,8)
V (app) metro 3 / aire seco kg 0,932 (0,9324) 0,884 (0,8838)
mi acto kPa 3,6 (3.601) 3,16 (3,167)
14-26
S = 97 kJ / kg de
aire seco
V ( app) = 0,932 m 3 / aire

seco kg
X = 23,2 g / kg de
e = 3,6 kPa
aire seco
Figura 14.5 línea de proceso para el ejemplo. temperaturas de bulbo húmedo y seco en la entrada y salida se representan gráficamente. El
punto de entrada se utiliza para ilustrar cómo leer otros parámetros psicrométricos.
14-27
1
flujo de masa de aire seco, M = Q ρ ( app) = 20 x = 21,5 kg de aire seco / s
0. 932
El intercambio de calor = (S 1 - S 2) M = ( 97 a 74,7) 21,5 kJ = 479,5 kW

kg kg
s
Velocidad de condensación = (X 1 - X 2) M = ( ,0232-,0203) 21,5 = 0,0623 kg de agua / s o 0,0623
x 60 = 3,74 litros por minuto.
referencias
Barenbrug, AWT (1974). Psicrometría y psicrométricos Gráficos 3ª Edición, Cámara de Minas de Sudáfrica.
Brunt, D. (1939). Físicas y dinámicas de Meteorología. Cambridge Press.
Goff, JA y Gratch, S. (1945). Propiedades termodinámicas del aire húmedo. ASHVE Trans. Vol.
51, pp. 125-158.
Cáñamo, R. (1982). Psicrometría. Capítulo 18. Ingeniería Ambiental en las minas de Sudáfrica. Mina Sociedad de
ventilación de Sudáfrica pp. 435-463.
Van der Walt, NT y el cáñamo, R. (1982). Termometría y temperatura mediciones. Capítulo 17. Ingeniería Ambiental en
las minas de Sudáfrica. Mina Sociedad de ventilación de Sudáfrica, pp. 413-433.
Whillier, A. (1971). psicrométricos tablas para todas las presiones barométricas. J. Mina Sociedad de ventilación de Sudáfrica, vol. 24,
pp. 138-143.
De 14 - 28
ANEXO A14
Derivación de la ecuación de Clausius-Clapeyron
Cuando la entalpía o energía en general, de un sistema se aumenta haciendo el trabajo mecánico sobre el mismo, a continuación, este
trabajo representa energía disponible todos los cuales teóricamente pueden ser utilizados. Por otro lado, si el aumento de la entalpía es
provocada por la adición de calor a continuación, la segunda ley de la termodinámica insiste en que sólo una parte de este calor es la
energía disponible. La fracción no disponible se utiliza en el aumento de la energía interna del sistema. Así, si tenemos 1 kg de agua
líquida de volumen V, energía interna T y la presión s
mi y añadir un incremento de la energía térmica
aumento de la entalpía correspondiente será
dH = dU + e s dV (Ref. La ecuación (3.19)) (14.A1)
Ahora un cambio de fase (evaporación de líquido a vapor) se produce a temperatura constante y presión constante. Durante un
proceso de este tipo el cambio de entalpía se relaciona también con el incremento de la entropía del sistema
dH = Tds (Véase la ecuación (3.46) con dP = 0) (14.A2)
dónde s = entropía Por lo tanto (14.A1) y
(14.A2) dar
dH = dU + e s dV = Tds (14.A3)
Si los 1 kg de agua se evaporan completamente, a continuación, el calor añadido total de lograr esto es el calor latente de
evaporación, L.
La ecuación (14.A3) se puede integrar sobre el cambio de fase de agua líquida (subíndice L) a vapor (subíndice s) L =
H S - H L = T s - T L + mi s ( V s - V L) = T (s s - s L)
(14.A4)
o
T s + mi s V S - Ts s = T L + mi s V L - ts L (14.A5)
Esta relación se define una función de estado, dΦ •• conocido como el potencial termodinámico que permanece constante durante
cualquier isobárica • cambio isotérmica de fase:
Φ• • = U + e s V - Ts (14.A6)
Consideremos ahora la situación a una temperatura ligeramente diferente T + dT y la presión mi s + Delaware s. El potencial
termodinámico que se aplicará en estas condiciones será Φ • • dΦ •. Diferenciando la ecuación (14.A6) para encontrar dΦ • da
dΦ • = dU + e s dV + Vde s - TDS -SdT (14.A7)
pero a partir de la ecuación (14.A3)
dU + e s dV = - TDS 0 Por lo tanto
dΦ •• = VDE s - SDT (14.A8)
14-29
•es constante durante la evaporación en condiciones de T y mi s, y dΦ •• • dΦ •• permanece constante

Como dΦ • es
durante la evaporación en condiciones de T + dT y mi s + Delaware s, resulta que dΦ • permanece constante como T
enfoques T + dT y mi s enfoques mi s + Delaware s. Por lo tanto de la ecuación (14.A8)
V L Delaware s - s L dT = V s Delaware s - s s dT (14.A9)
o
dT deL s sss
=
(14.A10)
- L-VVs
Esta ecuación se derivó primero por Clapeyron en 1832. El volumen de agua líquida, V L, es insignificante en comparación
con la del vapor, V S, ( En condiciones atmosféricas normales V S / V L es del orden de 2.500). Además, a partir de la ecuación
(14.A4)
L
- ( s L - s s) = T
y (14.A10) se convierte en
1
= (14.A11)
de dT
VTL
ss
pero a partir de la ley general de gas para 1 kg de vapor de agua
VS= •
e TR
sv
Por lo tanto,
1 ss L
= la ecuación de Clausius-Clapeyron (14.A12)
2
correo
de dT
v TR
.
14-30

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parte 4

Capítulo 14. psicrometría: el estudio de humedad en el aire

14.1. INTRODUCCIÓN ................................................. ........................................ 2

14.2. Relaciones básicas ................................................ ............................. 3

14.3 LA MEDICIÓN DE VAPOR DE AGUA EN EL AIRE ................................ 11

14.4. THEORY del termómetro de bulbo húmedo ...................................... 13

14.5. RELACIONES psicrométrico ADEMÁS .................................... 17

14.6. RESUMEN DE psicrométrico ECUACIONES .................................... 21

14.7. DESVIACIONES de la teoría CLÁSICA ............................................. 22

14.8. Diagramas sicrométricos ................................................ .................... 24

Referencias ................................................. .................................................. ..... 28

ANEXO A14 ................................................ .................................................. 29

Gas Volumen por Masa por Peso

Nitrógeno 78.03 75.46 28.015

peso molecular equivalente de aire seco 28.966

Tabla 14.1 Composición de aire seco

líquido / aire y convertirse en el aire como un gas. El proceso de evaporación

está aumentando en alrededor de 0,00016 por ciento al año

14.2. relaciones básicas

14.2.1. Bases de medición

14.2.2. Contenido de humedad (humedad específica) de aire

del recipiente se incrementará a:

A partir de la ley general de gas: (i) para el X kg

eV = XR v T Joules (J) (14.1)

dónde R v = constante de los gases para el vapor de agua (461,50 J / kg K), y

(Ii) para el original 1 kg de aire seco,

dónde R un = constante de los gases para el aire seco (287,04 J / kg K)

Dividiendo la ecuación (14.1) por (14.2) da

Sin embargo, el (barométrica) de presión absoluta en el recipiente es

Inserción de los valores de las constantes de gas da

14.2.3. la presión de vapor de saturación

L = ( 2.502,5-2,386 t) 1000 J / kg (14.6)

es una precisión de 0,02 por ciento en el intervalo de 0 a 60 ° C. La ecuación puede

escribirse también como

L = ( 3.154,2-2,386 T) 1000 J / kg (14.7)

donde la temperatura T es en grados Kelvin.

La ecuación de Clausius Clapeyron se puede integrar en cualquier intervalo dado

dónde a = 3 154 200 J / kg y b = 2386 J / kg K de la ecuación (14.7).

T 2 puede ser expresada en grados centígrados como

Además, el término logarítmico en la ecuación (14.8) se puede reescribir como

donde A, B y C son constantes.

Esta es una precisión de 0,06 por ciento en el intervalo dado.

Para el rango de minería más habitual de 10 a 40 ° C el procedimiento de ajuste de curva da

exp 162• 17 . 291 •

La adición de estas dos ecuaciones da

Igualando (14.12) y (14.13) da

También, el calor específico del aire húmedo a volumen constante se da como

14.2.5. El volumen específico y la densidad del aire no saturado

sustituyendo R metro partir de las ecuaciones (14.14) y (14.15) da

En estas ecuaciones, T es en grados Kelvin y PAG en pascales.

V m ( aparente) = 287,04 PT metro 3 / kg de aire seco (14.20)

evidente , Basado en 1 kg de aire seco, es el recíproco de la ecuación (14.20).

14.2.6. La humedad relativa y el porcentaje de humedad

HR = • × 100 por ciento (14.25)

pH = × 100 por ciento (14.26)

Porcentaje de humedad es aproximadamente igual a la humedad relativa en el rango de la atmosférica normal.

y (Vii) el porcentaje de humedad, ph

Solución (i) contenido de humedad,